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Full text of "Jahrbuch der Kais. Kön. Geologischen Reichs-Anstalt"

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JAHRBUCH 


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KAISERLICH-KÖNIGLICHEN 


EULOGISCHEN REICHSANSTALT 


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LV. BAND 1905. 


Mit 17 Tafeln. 


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Wien, 1905. 


Verlag der k. k. geologischen Reichsanstalt. 


In Kommission bei R. Lechner (Wilh. Müller), k. u. k. Hofbuchhandlung 


I. Graben 31. 


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Die Autoren en sind für den Tahalt 


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Personalstand der k.k. geologischen Reichsanstalt (20. August 1905) 


Heft 1. 


Geologische Aufnahme des Blattes Bormio—Tonale. (Zone 20, Kol. III der 
österr. Spezialkarte) Von Dr. W.Hammer. Mit einer Tafel (Nr. I) 
und 4 Profilen im Text . 


Säugetierreste von Wies. Von A. Hofmann. Mit einer Lichtdrucktafel 
(Nr. I) 


Aus dem Devon- und Kulmgebiete östlich von Brünn. Von Dr Franz E. Suess. 
Mit einer Kartenskizze und 4 Figuren im Text 


Über einen dem Thunfische verwandten Raubfisch der Congerienschichten 
der Wiener Bucht. (Pelamyeybium [„Sphyraenodus“] sinus vindobonensis 
n. gen. et n. sp.) Von Franz Toula. Mit einer lithographischen 
Tafel (Nr. III) und 11 Textillustrationen 


Zur Geologie von Nordalbanien. Von Dr. Franz Baron Nopesa. Mit einer 
geologischen Übersichtskarte (Tafel Nr. IV) und 20 Zinkotypien im 


Text SEEN VE re hr... Bohnen. ;%, 
Zur Stratigrapbie des- istrisch-norddalmatinischen Mitteleocäns. Von R. J. 
Schubert 
Heft 2. 
Die Gruppe des Gollinger Schwarzen Berges. Von Prof. Eberhard Fugger 
in Salzburg. Mit 4 Zinkotypienun Tex mr 


Über das jüngere Paläozoicum an der böhmisch-schlesischen Grenze. Er- 
widerung an Herrn Dr. W. Petrascheck von Dr. A. Schmidt, 
J. Herbing und K. Flegel De -. =. 

Geologische Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 
(Vorarbeiten für eine in Vorbereitung befindliche geologische Karte im 
Maßstabe 1:25.000.) Von Franz Toula. Mit einer Tafel (Nr. V) und 
34 Textillustrationen . a u 

Die Geologie des Gurk- und Görtschitztales. Von K. A. Redlich in Leoben. 
Mit 2 Tafelu (Nr. VI und VII) und 3 Zinkotypien im Text 


Seite 


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153 


189 


217 


243 


327 


IV 

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Über einige Erzlagerstätten in der Umgebung der Stangalpen. Von W. A. 
Humphrey aus York, England. Mit 2 Tafeln (Nr. VIII und IX) und 


eiher"Zinkotypie im Texte. Erz ale 27 Er 
Über die Terrasse von Imst—Tarrenz. Ein Beitrag zu den Studien über die 

Inntalterrassen. Von Dr. ©. Ampferer. Mit 1 Profil im Text . . 369 
Eine Stammtype der Delphiniden aus dem Miocän der Halbinsel Taman. Von 

O.-A bel. Mit 4 Textfiguren- „7 Sr 1 A u a er 
Über Halitherium Bellunense, eine Übergangsform zur Gattung Metaxytherium. 

Yon O. Abel. Mit 1 Textfigun =, 2. 222. ae Sr 


Heft 3 u. 4. 


Die Zone des Actinocamax plenus im östlichen Böhmen. Von W. Petra- 
scheck. Mit einer Lichtdrucktafel (Nr. X) und 8 Zinkotypien im 
Text ie ee DER en er Er Se 


Kleine Beiträge zur Geologie der Bukowina. Von Dr. Hermann Vetters. 
Mit einer Karte in Farbendruck (Tafel Nr. XI) und vier Zinkotypien 
im Dexter Er 2) 
Geologische Beschreibung des Scefelder, Mieminger und südlichen Wetterstein- 
gebirges. Mit 3 Tafeln (Nr. XII—XIV), 41 Profilen und Ansichten 


im Text. Von Dr. O. Ampferer. EEE 007. 
Die Basaltgesteine der Kosel bei Böhm.-Leipa. Von Bruno Förster. Mit 
einer’ Kartenskizze im. Text: .. ..... „20. 0 nalen 


Neogenpflanzen vom Nordrande des Sinjsko pojje in Mitteldalmatien. Von 

Dr. F. v. Kerner. Mit einer Lichtdrucktafel (Nr. XV). . . .....598 
Die Fischotolithen des österr.-ungar. Tertiärs. Von R. J. Schubert. Mit 

zwei Lichtdrucktafeln (Nr. XVIund XVII) und 4 Zinkotypien im Text 613 
Nachträge zu den Erläuterungen des Blattes Mährisch-Neustadt und Schönberg 

der geologischen Spezialkarte. Von Gejza Bukowski. . . . ...639 


Tafel 
I zu; 
1I zu: 
III zu: 
IV zu: 
V zu: 
VI—-VII zu: 
VII—IX zu: 
x zu: 
XI zu: 
XII- XIV zu: 
xXV zu: 


XVI-XVI zu: 


Verzeichnis der Tafeln. 


Dr. W. Hammer. Geologische Aufnahme des Blattes 
Bormio—Tonale . IR 

A. Hofmann. Säugetierreste von Wies I. 

Franz Toula. Über einen dem Thunfisch verwandten Raub- 
fisch der Congerienschichten s Se Be 

Dr. Franz Baron Nopcsa. Zur Geologie von Nordalbanien 

I'ranz Toula. Geologische Exkursionen im Gebiete des 
Liesing- und Mödlingbaches . h 

K.A. Redlich. Die Geologie des Gurk- und Goktschitetälee 

WR: a Über einige Erzlagerstätten der Stang- 
alpen . 2 ee ie 

W. Petrascheck. Die Zone des Actinocamax plenus im 
östlichen Böhmen 

Dr. Hermann Vetters. Kleine Beiträge zur Geologie der 
Bukowina SE NE A TER 

Dr. O0. Ampferer. Geologische Beschreibung des See- 
felder, Mieminger und südlichen Wettersteingebirges . 

Dr. F. v. Kerner. Die Sa von Sinj in Mittel- 
dalmatien 22, SO r 5 fe Hiller 

Dr. R. J. Schubert. Die ERRE des österr.-ungar. 
Tertiärs . 


Seite 


243 
327 


349 


399 


435 


451 


593 


613 


VI 


Personalstand 
der‘ 


k. k. geologischen BReichsanstalz 


Direktor: 

Tietze Emil, Ritter des österr. kaiserl. Ordens der Eisernen Krone 
III. Kl., Besitzer des kaiserl. russischen Set. Stanislausordens 
ll. Kl. und des Komturkreuzes II. Kl. des königl. schwedischen 
Nordsternordens, Ritter des königl. portugiesischen Set. Jakobs- 
ordens und des montenegrinischen Daniloordens, Phil. Dr., K. k. 
Hofrat, Mitglied der kaiserl. Leop. Carol. deutschen Aka- 
demie der Naturforscher in Halle, Präsident der k. k. Geogra- 
phischen Gesellschaft in Wien, Ehrenmitglied der Societe g6o- 
logique de Belgique in Lüttich, der königl. serbischen Akademie 
der. Wissenschaften in Belgrad, der uralischen Gesellschaft von 

‘ Freunden der Naturwissenschaften in Jekaterinenburg, der Gesell- 
schaft für Erdkunde in Berlin, der rumänischen Geographischen 
Gesellschaft in Bukarest und der schlesischen Gesellschaft für 
vaterländische Kultur in Breslau, .korrespondierendes Mitglied 
der Geological Society of London, der Societe Belge de G£ologie, 
de Paleontologie et d’Hydrologie in Brüssel, der Geographischen 
Gesellschaft in Leipzig ete., IIl., Hauptstraße Nr. 6. 


Vizedirektor: 
Vacek Michael, IlI., Erdbergerlände Nr. 4. 


Chefgeologen: 


Teller Friedrich, Phil. Dr. hon. causa, k. k. Bergrat, korr. Mitglied 
der kais. Akademie der Wissenschaften, IlI., Kollergasse Nr. 6 

Geyer Georg, III., Hoernesgasse Nr. 9. 

Bukowski Gejza v., III., Hansalgasse Nr. 3. 

Rosiwal August, a. 0. nn an der k. k. Technischen Hochschulel 
Ill., Bechardgasse Nr. 10. 


VI 


1 
Vorstand des chemischen Laboratoriums: 

John von Johnesberg Konrad, k. k. Regierungsrat, Mitglied der 
kaiserl. Leop. Carol. deutschen Akademie der Naturforscher in 
Halle, korr. Mitglied der Gesellschaft zur Förderung deutscher 
Wissenschaft, Kunst und Literatur in Böhmen etec., II., Paffrath- 
gasse Nr. 6. 


Geologe: 
Dreger Julius, Phil. Dr., UI, Ungargasse Nr. 63. 


Chemiker: 
Eichleiter Friedrich, III., Seidlgasse Nr. 37. 


Adjunkten: 


Kerner von Marilaun Fritz, Med. U. Dr., XIII., Penzingerstraße 
Nee 78. 

Suess Franz Eduard, Phil. Dr., a.0. Professor an der k.k. Universität, 
II., Afrikanergasse Nr. 9. 

Kossmat Franz, Phil. Dr., Privatdozent an der k. k. Universität, 
IlI., Metternichgasse Nr. 5. 

Abel Othenio, Phil. Dr., Honorardozent an der k. k. Universität, korr. 
Mitglied der Soc. Belge de Geologie, de Pal&Eontologie et d’Hydro- 
logie in Brüssel, XIIH., Jenullgasse Nr. 2. 

Hinterlechner Karl, Phil. Dr., XVIIL., :Klostergasse Nr. 37. 


Bibliothekar: 
Matosch Anton, Phil. Dr., II:, Hauptstraße Nr. 33. 


Assistenten: 


Hammer Wilhelm, Phil. Dr., III., Blattgasse Nr. 8. 

Schubert Richard Johann, Phil. Dr., III., Rasumofskygasse Nr. 2. 
Waagen Lukas, Phil. Dr., III., Sophienbrückengasse Nr. 10. 
Ampferer Otto, Phil. Dr., XVIII., Haizingerstraße Nr. 49. 
Petrascheck Wilhelm, Phil. Dr., III., Geusaugasse Nr. 31. 


Praktikanten: 


Trener Giovanni Battista, Phil. Dr., II., Untere Viaduktgasse Nr. 1. 
Öhnesorge Theodor, Phil. Dr., III, Geusaugasse Nr. 43. 


A081 


Für das Museum: 
Zeltzko Johann, Amtsassistent, 11I., Löwengasse Nr. 37. 


Für die Kartensammlung: 
Zeichner: 


Jahn Eduard, Besitzer des goldenen Verdienstkreuzes mit der Krone, 
III., Messenhausergasse Nr. 8. 

Skala Guido, III, Hauptstraße Nr. 81. 

Lauf Oskar, I. Johannesgasse 8. 


Für die Kanzlei: 
Girardi Ernst, k. k. Rechnungsrat, III, Marxergasse Nr. 23. 


In zeitlicher Verwendung: 
Frenzl Olga, III., Eslarngasse Nr. 8. 


Diener: 
Erster Amtsdiener: Schreiner Rudolf, ) 


Besitzer des silbernen Verdienstkreuzes mit 
der Krone 


IIl., Rasumofsky- 


Zweiter Amtsdiener: Palme Franz gasse, Nr. Er 


Laborant: Kalunder Franz 
Dritter Amtsdiener: Ulbing Johann | 
Präparator: Spatny Franz 


. Amtsdienergehilfe für das Laboratorium: Felix Johann, III., 
Apostelgasse 3. 

Amtsdienergehilfe für das Museum: Kreyea Alois, III., Erd- 
bergstraße 33. 


| 


| 


Ausgegeben am 30. April 1905. 


JAHRBUCH 


DER 


KAISERLICH-KÖNIGLICHEN 


PEOLOISCHEN BRICHSANSTAL 


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JAHRGANG 1905.:LV. BAND. 


1.. Heft. 


Wien, 1905. 


Verlag der k. k. geölogischen 'Reichsanstalt. 


| 
| 
In Kommission bei R, Lechner (Wilh: Müller), k. u. k. Hofbuchhandlung, | 

I., Graben 31, | 


Geologische Aufnahme des Blattes Bormio— 
Tonale. 
(Zone 20, Kol. II der österr. Spezialkarte.) 


Mit einer Tafel (Nr. I) und 4 Profilen im Texte. 
Von Dr. W. Hammer. 


“In den Jahren 1901—1904 wurde die im Ultentale begonnene 
Neuaufnahme der gesamten Ortleralpen gegen Westen und Südwesten 
weitergeführt, welches Gebiet auf dem Blatte Bormio—Tonale der 
österreichischen Spezialkarte zur Darstellung kommt. Die Detail- 
aufnahmen wurden auf diesem Blatte bis zum Noce im Süden und 
bis zur Landesgrenze im Westen durchgeführt. Das Gebiet südlich 
des Noce bearbeitet Dr. Trener, der italienische Anteil des Blattes 
wird in dem österreichischen geologischen Kartenwerke nicht geologisch 
koloriert. Dieses von mir aufgenommene Gebiet umfaßt hauptsächlich 
die Täler des Rabbies und des obersten Noce und deren Seitentäler, 
von denen das größte das Val della Mare ist; außerdem ragen in 
dieses Kartenblatt noch die Quellgründe des Ulten-, Martell- und 
Suldentales herein. Der orografische Rückgrat des ganzen Hochlandes 
ist der- mächtige Gletscherkamm, der in hufeisenförmigem Verlaufe 
vom Königsspitz — der Ortler selbst liegt nicht mehr auf diesem 
Blatte — zum Piz Tresero zieht. Ihm folgt die Landesgrenze. Gegen 
Osten zieht vom Cevedale weg noch stark vergletschert ein langer 
Seitenkamm, Nocegebiet und Martelltal trennend, bis zum Ursprung 
des Ultentales, dieses dann mit seinen sich gabelnden Enden um- 
fassend. Ein langer gletscherfreier Kamm scheidet, von jenem sich ab- 
spaltend, die Täler von Rabbi und Pejo und bildet im Süden eine 
ziemlich selbständig erscheinende Berggruppe zwischen Rabbi und 
dem Sulzberge, die Tremenescagruppe. Der Hauptkamm senkt sich 
von der Punta S. Matteo (nahe dem Tresero) tief. herab und tritt 
durch den Kamm des Corno deitre Signori in Verbindung mit dem 
das oberste Nocetal vom Vermigliotal trennenden Bergkamm. 

Von: diesem kartierten Teile des Blattes Bormio—Tonale wurde 
der Hintergrund des Ultentales und der ihn umschließende Bergkranz 
im zweiten Teile der „Kristallinen Alpen des Ultentales* im Jahrbuch 
der k. k. geol. R.-A. 1904, Heft 3 und 4 beschrieben ; der mesozoische 
Anteil des Ortlerkammes — vom Königsjoch westwärts — der auch 
noch hier hereinragt, wurde vom Verfasser früher schon beschrieben 
(Mitteil. über Studien in der Val Furva und Val Zebru (Verhandl. 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (Dr. W. Hammer.) 1 


9) Dr. W. Hammer. [2] 


ad 


der k. k. geol. R.-A. 1902), so daB hier hauptsächlich die Rede sein 
wird von dem zwischen dem Hintergrunde des Martelltales, dem 


Torrente Rabbies, dem Noce (bis Fucine), dem Vermigliobach und der . 


Landesgrenze liegenden Bezirk. 


Gesteine und ihre Verbreitung. 


Dieselben zwei Formationen der kristallinischen Schiefer, welche 
das Ultener Gebirge aufbauen, herrschen auch hier: die obersten 
Horizonte der Gneisformation und die Phyllite. Der ganze 
Hauptkamm vom Hintergrunde des Ultentales bis zum Königsjoch und 
bis zum Tresero besteht aus Phyllit, das südlich davon gelegene Land 
aus Gneis und Phyllitgneis. Die obersten Gründe des Martelltales 
liegen noch ganz im Phyllit. 

Die Gneisformation ist hier entwickelt in Gestalt von 
zweiglimmerigen gemeinen Gneisen, Gneisglimmerschiefer, phyllitischen 
Gneisen, Quarziten, Quarzitschiefern, schiefrigen Grauwacken . und 
Kalken, Zwischen diesen Gesteinen läßt sich aber nur lokal, das heißt 
für einzelne Gebirgsstöcke eine sichere Altersfolge aufstellen. Eine 
Parallelisierung dieser einzelnen Gruppen ist nur mit geringer Sicher- 
heit durchzuführen, da durch das ganze Gebiet gleichmäßig durch- 
gehende Leithorizonte fehlen. 


Die genannten Gesteine sind so verteilt, daß sich hauptsächlich 
drei Faziesbezirke ergeben: 

Die Tremenescagruppe, m der die Gneisglimmer- 
schiefer vorherrschen; 

die Tonalegruppe (zwischen Pejo und dem Vermigliotal), in 
der quarzitische Gesteine und Kalke besonders stark vertreten 
sind, während das ganze 


Südgehänge des Hauptkammes nördlich des Val del 
Monte, die ValdellaMare und das obere Rabbital samt dem 
dazwischenliegenden Kamme fast ausschließlich aus den gleichförmigen 
Phyllitgneisen bestehen. 


Die quarzreiche Fazies ist besonders ausgesprochen ent- 
wickelt an der Nordseite des Kammes Cima Boai—Punta Albiolo, des 
Hauptkammes des oben als Tonalegruppe bezeichneten Gebirgs- 
abschnittes. Der schroffe Sockel dieses Bergkammes gegen die Val 
del Monte besteht aus feinkörnigem, quarzreichem, zweiglimmerigem 
(Biotit wiegt vor), plattig brechendem Gmeis, der in sehr gleichmäßiger 
Entwicklung von Cogolo an Pejo vorbei längs dem Fuße des 
Gebirges bis in die Val Montozzo und zur Landesgrenze zu verfolgen 
ist. Er ist stellenweise hornblendeführend (mikroskopisch). Er hat 
eine Mächtigkeit von 1000 bis 1500 »n und tritt sehr deutlich in der 
Öberflächenform des Gebirges hervor, indem gerade an seinem oberen 
Rande die sehr steile Neigung des felsigen Gehänges, das sich vom 
Noce herauf aufbaut, aufhört und die flacheren Hänge und die Alm- 
böden beginnen, wobei an den Taleinschnitten der Rand als unterste 
Karschwelle von der Glazialerosion herausgearbeitet erscheint, 


[3] Geologische Aufnahme des Blattes Bormio—Tonale. 3 


Auf diesen Gneisen liegt eine etwa 300—400 m mächtige Serie 
quarzitischer Gesteine. Es sind da hellgraue oder grünlichgraue, sehr 
feinkörnige, dickbankige Quarzite, dann dünnschiefrige, muskovit- 
haltige Quarzitschiefer von grauer oder rostroter Farbe, ferner ganz 
dunkelgraue und schwarze Schiefer und endlich äußerst feinkörnige, 
weißlichgelbe, dünnplattige Schichten, alle in mehrfachem Wechsel 
ohne regelmäßige Reihenfolge. Im Hangenden schieben sich dann 
zwischen die Quarzite zweiglimmerige Gneise ein, ähnlich denen im 
Liegenden, aber sie wechsellagern immer noch mit quarzitischen 
Gesteinen, besonders graugrünen feinkörnigen Quarziten, und serizitisch- 
quarzitischen Schiefern. In dieser oberen Abteilung, selten auch in 
den tieferen Quarzitschiefern treten oft kleine Lager von dünnbankigen 
bis schiefrigen grauen kristallinischen Kalken auf, zum Beispiel zwischen 
Val Coni und Malga di Comasine. Bei den Laghettis nördlich der 
Punta Albiolo (gegen Val Montozzo hinab) treten dunkelgraue, fast 
dichte Kalke auf, die manchmal in Menge Einschlüsse von Quarz und 
scharfkantigen Schieferstückchen enthalten, so daß stellenweise eine 
Art Breccie daraus hervorgeht. Sie gehen dann in stahlgraue Phyllite 
über; diese und die Kalke wechsellagern aber auch mit zweiglim- 
merigen Gneisen, die nach oben zu herrschend werden. Die Glimmer- 
gsneise in dieser oberen Abteilung nehmen gegen Osten sehr zu an 
Menge und sind hier vorherrschend, während gegen Westen zu die 
quarzitischen und serizitischen Gesteine stärker hervortreten. Die 
untere fast rein quarzitische Abteilung ist viel gleichmäßiger längs 
der ganzen Bergkette hin ausgebildet. Beide zusammen nehmen den 
Raum von den untersten Karschwellen bis zum Kamm hinauf und 
diesen selbst, von der Cima Boai abgesehen, ein; beide zusammen 
sind dadurch ungefähr gleich mächtig wie die liegenden Gneise. Gegen 
Westen tritt diese ganze Serie in voller Entfaltung auf das italienische 
Gebiet über; gegen Osten aber tritt ein rascher Übergang in die 
Phyllitgneisausbildung ein; während am Gehänge westlich von Cogolo 
noch Gneise der Basis sowie die darüberliegenden quarzigen Gesteine 
gleichwie weiter westlich entwickelt sind, machen die quarzreichen 
feinkörnigen Gneise von Pejo am Gehänge östlich über Cogolo zum 
größeren Teile Phyllitgneisen und Übergangstypen zwischen ihnen und 
jenen Gneisen Platz; die untere Quarzitgruppe zieht aber mit ver- 
minderter Mächtigkeit bis zum Cercenapaß hinauf und noch darüber 
hinaus, hauptsächlich vertreten durch schwarze, grauwackenähnliche, 
dichte Quarzite im Gehänge ober Cogolo und durch die rostfarbenen, 
slimmerigen Quarzitschiefer am Cercenapaß. Ihre Fortsetzung bilden die 
auf Cima Vedrigan Ganani liegenden gleichgearteten Quarzitschiefer, 
die sich, eine kleine Mulde bildend, längs dem Kamme zwischen 
Val Maleda und Val Cercena noch ein Stück weit gegen Osten fort- 
verfolgen lassen. 

Ein besonderes Interesse unter diesen quarzitischen Gesteinen 
beanspruchen die schwarzen Schiefer. Die mikroskopische Untersuchung 
zeigt, daß es einerseits durchweg sehr feldspatreiche Gesteine sind 
und daß anderseits manche derselben eine deutlich primärklastische 
Struktur besitzen. Eine Anzahl Proben solcher schwarzer Gesteine 
erwies sich zwar so stark kataklastisch, daß die primäre Struktur 

1* 


4 Dr. W. Hammer. | [4] 


gänzlich verdeckt ist. Eine Probe aber aus den dichten schwarzen 
Schiefern zwischen Val Comegiolo und Valalta zeigt deutlich primär 
klastische Struktur. In einer Grundmasse aus Muskovitschüppchen und 
wahrscheinlich feinsten Quarz- und Feldspatkörnern, die meist ganz 
dicht mit feinstem schwarzen Pulver imprägniert ist, liegen eckige, oft 
kantengerundete Bruchstücke von Quarz- und Feldspatkörnern. Von 
beiden sind auch sehr große Körner im Gestein eingeschlossen, die 
schon makroskopisch hervortreten. Auch dieses Gestein ist kataklastisch. 
Die Feldspate sind stark zersetzt. Die schwarze Imprägnation zeigt 
stellenweise bläuliche Reflexionsfarben. In ACl löste sich aus dem 
Gesteinspulver ein Teil der schwarzen Substanz und es fällt aus der 
Lösung mit Ammoniak viel Eisen, aber auch etwas Tonerde. In Verein 
mit dem optischen Bilde läßt dies auf Magnetit schließen, der viel- 
leicht mit löslicher Tonerde vermengt ist. Der noch dunkelgraue Rück- 
stand von der Salzsäurelösung wird durch Glühen rein weiß; es ist 
also außer dem Erz auch noch, und zwar wahrscheinlich in großer 
Menge, graphitische Substanz vorhanden. 

Das Gestein hat nach Zusammensetzung und Struktur also den 
Charakter einer Grauwacke und ein Vergleich mit Schliffen von 
böhmischen kambrischen Grauwacken bestätigte dies. 

Eine Probe von dem dunkelgrünen dichten Gesteine am Über- 
gang der Kalke zu den Schiefern bei den Laghettis nördlich Punta. Albiolo 
läßt auch noch die klastische Struktur erkennen, einzelne isolierte fein- 
schiefrige Partien dürften wahrscheinlich den makroskopisch sicht- 
baren Schieferstückchen entsprechen, dieim Gestein stecken, wenngleich 
sie. auch im Dünnschliffe nicht absolut sicher als solche nachweisbar 
sind; denn das Gestein ist weit mehr zersetzt, als das von Val Come- 
giolo und auch stärker kataklastisch. Man erkennt noch Bestandteile 
zwillingslamellierter Feldspate und solcher ohne dieser Streifuug, dann 
rundliche Quarzbrocken, die teilweise aus feineren, schiefrig geordneten 
Körnchen sich zusammensetzen, Titanit und lagenweise angereichert 
Caleit. Proben eines feinschiefrigen schwarzen Gesteines von demselben 
Ort sowie eines mehr massigen, dichten, schwarzen Gesteines vom 
Gehänge ober Cogolo ließen auch Spuren der klastischen Struktur 
erkennen, indem auch größere Quarz- und Feldspatstückchen in einer 
feinen körnigen Kittmasse liegen; der größte Teil dieser Gesteine 
ist aber so zersetzt und so äußerst feinkörnig, daß sie bei gekreuzten 
Nikols fast ganz dunkel bleiben und eine genauere Untersuchung nicht 
möglich ist. 

Man wird diese schwarzen dichten Gesteine jedenfalls am ehesten 
alle als teils schiefrige, teils mehr massige Grauwacken bezeichnen 
können. 

In den Quarziten am Monte Macaoni, besonders aber auch weiter 
westlich treten Lagen eines schmutzigweißen, sehr feinkörnigen und 
melir weniger massig struierten Gesteines auf. Im Dünnschliff sieht man 
ein richtungslos körniges Gemenge von Quarz und Feldspat, und zwar 
Orthoklas, ganz wenig Mikroklin und Oligoklas. Die Bestandteile sind 
intensiv ineinandergepreßt; an den Grenzen derselben hat sich oft 
Mörtelstruktur ausgebildet, die Feldspatlamellen sind verbogen, die 
Auslöschung ist undulös. Die Zusammensetzung läßt vermuten, daB es 


| 


[5] Geologische Aufnahme des Blattes Bormio—Tonale. 15) 


sich um aplitische Lagergänge handelt; durchgreifende Lagerung oder 
Kontakterscheinungen wurden an diesen Gesteinen nicht beobachtet. 

Die phyllitischen grauen Schiefer, die bei den obengenannten 
Laghettis sowie am. Hauptkamm beim Monte Palu auftreten, nähern 
sich petrographisch schon sehr den Quarzphylliten. Immerhin ist die 
Struktur noch etwas weniger phyllitisch, der Glimmer, der zu sehr 
sroßem Teile aus Biotit besteht, etwas mehr individualisiert und außer- 
dem tritt auch einiger Plagioklas in augenartig hervortretenden 
Körnern auf. 

An dem Kamme zwischen Val Verniana und Val Saviana treten 
die obersten Schichten der Pejoserie auf die Südseite des Gebirges 
über infolge von Verwerfungen parallel dem Verlaufe dieser Täler. 
Sie sind hier. teilweise stark mit Pegmatit durchädert und erhalten 
dadurch ein etwas abweichendes höher kristallinisches Aussehen. 

Die südlichen Seitenkämme der Tonalegruppe sowie die da- 
zwischenliegenden Täler liegen in zweiglimmerigen, phyllitischen 
Gneisen, die aber durch die stellenweise Durchtränkung mit peg- 
matitischem Magma ein glimmerschieferähnliches Aussehen erhalten 
haben. In welchem Altersverhältnis diese Gneise zu der quarzitischen 
Serie von Pejo stehen, ist nun nicht sicher anzugeben. Im westlichen 
Teile der Gruppe, in der Val Albiolo und Val Nambiolo liegen sie 
auf dieser, am Redival aber bilden sie eine selbständige Antiklinale 
und nur ein kleiner Teil liegt noch auf den quarzitischen Gneisen, 
beide zusammen hier den Nordflügel zu der Mulde nördlich der Redi- 
valaufwölbung bildend. Im Nocetal bei Comasine liegen sie wieder 
gleichmäßig in ihrer ganzen Masse auf den Quarziten. Das wahrschein- 
lichste ist, daß nur jener kleine Teil wie am Redival und ober den 
Laghettis im Hangenden der Quarzitserie ist, die anderen aber Aqui- 
valente derselben sind und wo sie zur Gänze konkordant aufliegen, 
vollständig zusammengefaltet sind, so daß dergestalt wieder die 
Phyllitgneisentwicklung hier zum Vorschein kommt. Diese phyllitischen 
Gneise hier sind ausgezeichnet und unterscheiden sich dadurch von 
dem Phyllitgneisdistrikt nördlich des Noce durch die Einlagerung aus- 
gedehnter und teilweise sehr mächtiger Marmorlager. Es sind dies 
hochkristallinische Kalke, bankig bis schiefrig, von meist weißer Farbe, 
seltener grau, die fast immer in Menge Glimmer enthalten, häufig 
auch Strahlstein sowie Pyrit. Besonders schön entwickelt sind sie 
nördlich des Tonalepasses, wo sie an der Cima Cady eine Mächtig- 
keit von ungefähr 200 m erreichen. Mehrere sehr ausgedehnte, aber 
viel weniger mächtige Lager ziehen als Fortsetzung — ob in unmittel- 
barem Zusammenhang mit jenem ist wegen des Diluviums nicht zu 
sehen — am Monte Tonale hin bis in die Val di Strino. Alle diese 
Kalke sind mit den Schiefern in innigem syngenetischen Verband; 
am Rande großer Kalklager findet mehrfache Wechsellagerung von 
schmächtigen Kalk-, beziehungsweise Schieferlagen statt; nach beiden 
Seiten hin keilen die großen und kleinen Lagen durch Abnehmen der 
Mächtigkeit in den Schiefern aus. Die Annahme, daß es sich um 
eingefaltete jüngere Kalke handelt wird durch diese Lagerungs- und 
Übergangsverhältnisse unmöglich gemacht, die Kalke sind jedenfalls 
gleich alt wie die ganzen Schiefergneise dieser Berge. 


6 Dr. W. Hammer. [6] 


Salomon!) vermutet, daß diese ganze Gneismarmorserie, welche 
er als „Tonaleschiefer“ bezeichnet, vielleicht eine „eingebrochene oder 
eingefaltete, vielleicht dynamometamorph veränderte Zone von Trias 
und älteren Bildungen“ sei, weil er bei Cortena, am Monte Padrio, in 
der Fortsetzung der Tonalegesteine, Kalk gefunden hat, der dem 
sogenannten Zellendolomit der lombardischen Trias petrographisch 
gleich ist, und weil sich diese verlängerte Tonalezone bis ins Veltlin 
hinüberzieht und im Streichen der metamorphen Triasschollen des 
unteren Veltlin liegt. Es scheint mir, daß diese bloße petrographische 
Analogie bei einem Kalk denn doch ein viel zu schwacher Anhalt ist, 
um solche Folgerungen aufzustellen, zudem bei einer so weiten Ent- 
fernung im Streichen sehr wohl auch im Streichen an einer Stelle 
jüngere Schichten eingefaltet sein können, ohne daß sich diese Ein- 
faltung auf die ganze so weit ausgedehnte Strecke von Sulzberg bis 
ins untere Veltlin zu erstrecken braucht. 

Es erscheint mir doch sicherer, die Übereinstimmung und den Ver- 
band der diese Kalke umschließenden Schiefer mit den kristallinischen 
Schiefern der anderen Teile der Ortlergruppe als Maßstab zu wählen, 
als eine so sehr in der Luft hängende Vermutung. Eher könnte man 
diese Gesteinsserie den „Laaser Schichten“, das heißt der Schiefer- 
serie, in welche die Laaser Marmore eingebettet sind, in Parallele 
setzen, mit denen jene durch das Vorkommen so großer Marmorlagen 
übereinstimmen, Setzt man sie diesen Laaser Schichten gleich, so 
würde diese Gesteinsgruppe eine Mittelstellung zwischen Gneis und 
Phyllit einnehmen — soweit ich es nach dem derzeitigen Stand 
meiner Untersuchung der Laaser Gruppe sagen kann. Jedoch sind die 
den Laaser Marmor begleitenden Schiefer durchaus nicht von dieser 
konstant gneisigen Art wie die am Tonale, sondern, abgesehen von 
dem starken Fluktuieren des Gesteinscharakters der Laaser Schichten, 
überwiegen dort pliyllit- und glimmerschieferartige Typen (Staurolith- 
schiefer sehr häufig, die hier gar nicht vorkommen). Die meiste Ahn- 
lichkeit damit haben die kalkführenden Gneise des Marlingerjoches 
und der höheren Teile des nördlichen Gehänges des Vintschgau— 
Ultener Kammes, die ja auch den hangendsten Gneishorizonten an- 
gehören. 

Kristallinische Kalke kommen eben in verschiedenen Horizonten 
der kristallinischen Schiefer vor — in unserem Gebiete zum Beispiel auch 
in den Phylliten — und bilden daher keinen charakteristischen Bestand- 
teil einer Serie. Noch weniger gilt dies von den Pegmatiten, die gern 
in ganz auffallender Weise gerade in diesen kalkführenden Horizonten 
häufig auftıeten, so daß Kalk, Pegmatit und meistens auch Amphibolit 
eine weithin zusammenhaltende Gruppe bilden; aber es liegt in dem 
Charakter des Pegmatits als Intrusivgestein, daß er sich nicht an 
ein einziges Niveau hält, sondern in allen auftreten kann, die älter 
als seine Intrusion sind, und tatsächlich tritt er ja auch nicht bloß in 
diesen kalkführenden Horizonten auf, sondern auch über und unter 
ihnen. Übrigens sind gerade die Laaser Marmore und Schiefer sehr 


!) Salomon. Über neue geol. Aufnahmen in der Adamellogruppe. Sitzungsber. 
der Berliner Akademie. VIIl, 1901, pag. 170. 


[7] Geologische Aufnahme des Blattes Bormio— Tonale. 7 


arm an Pegmatitgängen (mit Ausnahme des verschwindend kleinen 
Areals bei Tarsch). 

Die Marmore der Val Albiolo und Val di Strino wurden von 
Foullon?) nach dem von Stache gesammelten Material beschrieben. 
Von den von Foullon in diesen Marmoren gefundenen Silikaten 
verdanken die Augite und Granaten ihre Entstehung der Kontakt- 
metamorphose an pegmatischen Gängen, wie der Verfasser ?) 
anderen Ortes gezeigt hat. 

Zu den dort gemachten Angaben über Metamorphose der Kalke 
ist hier noch etwas nachzutragen. Es wurde dort angegeben, daß die 
valke der Cima Cady am Kontakt mit den Pegmatiten keine Änderung 
zeigen. Eine genauere Untersuchung des Materials zeigte nun, daß 
bei einzelnen der in diesen Marmoren steckenden Pegmatitgängen 
doch eine Kontaktzone vorhanden ist. Es wurde ein massiger, fein- 
körniger Kontaktfels gefunden, der aus (im Dünnschliff) blaßgrünen 
Pyroxen (Salit) und Feldspat neben Titanit und Quarz besteht und 
sehr deutliche Kontaktstruktur zeigt. Dieser Gesteinstypus wird auch 
von Foullon beschrieben. Ferner steht am Kamme der Cima Cady, 
auf deren östlichem Vorgipfel Pegmatit ansteht, ein Gestein von 
schwach schiefriger Struktur an, das nur wenig Oalcit noch enthält, 
sonst aber aus Lagen von Wollastonit und solchen von Plagioklas 
(Andesin-Labrador) besteht. Der Wollastonit wurde bestimmt durch die 
Lage der Achsenebene quer zur Spaltbarkeit in einem gerade aus- 
löschenden Schnitte, ferner aber durch die chemische Probe; nach 
Entfernung des Caleits mit Essigsäure ließ sich aıs der salzsauren 
Lösung Kalk und Kieselsäure in der Zusammensetzung des Wollastonits 
entsprechenden Mengen fällen. Makroskopisch ist er schmal leisten- 
förmig, stets in größerer Anzahl zu schiefrigen, faserigen Aggregaten 
vereint und von blaßgrünlichgrauer Farbe. Das Gestein enthält auch 
ziemlich viel Pyrit, der allerdings in diesem Marmor der Cima Cady 
durchaus häufig auftritt. Die Wollastonitausbildung wurde nur an dieser 
einen Stelle beobachtet; der herrschende Typus sind die Pyroxen- 
feldspat und Granat führenden Kontaktgesteine. Gleiche, nur aus 
Salit und Feldspat im wesentlichen bestehende Hornfelse wie der 
oben beschriebene treten auch im Val di Strino mehrfach auf. In den 
Kalken ober dem Baito an der westlichen Tallehne beobachtete ich 
an einer Stelle eine Zonenfolge von der Art, daß zunächst am 
Pegmatit ein dichter Kalksilikatfels (mit Pyroxen und Granat) war 
und dann der äußerlich dioritähnlich aussehende Pyroxen-Feldspatfels 
folgte, beide von sehr geringer Mächtigkeit, doch nur an der einen 
Seite des Ganges, die von kleinen Adern von Pegmatit quer durch- 
zogen war; an der anderen Seite folgte auf den Kalksilikatfels ein 
Kalk mit vereinzelten Granaten und Pyroxenen. 

Vereinzelte kleinere Lagen ähnlicher, aber weniger silikatreicher 
Marmore finden sich in diesen Phyllitgneisen hin und hin, so am 
Monte Mezzolo und an der Cima di Boai. Diese Kalke dienen auch 


'!) Foullon. Über Minerale führende Kalke aus dem Val Albiolo in Südtirol. 
Verhandl. d: k.k. geol. R.-A. 1830, pag. 146. 

®) Hammer. Über die oPegmatite der ernpe Verhandl. d. k. k. 
geol. R.-A. 1903, pag. 345. 


Q Dr. W. Hammer. [8] 


als Leithorizont, mittels welchem man diese lokale Phyllitgneisserie 
noch über den Noce hinüber zum Cercenapaß hinauf verfolgen kann 
— hier sind die Gneise durch gemeine zweiglimmerige Gneise ver- 
treten — und durch das Cercenatal hinab an dem Nordfuße des Polinar 
vorbei über dem Bad Rabbi weg bis gegen das Dorf Rabbi hin. Hier 
haben die Gneise wieder phyllitischen Habitus. 

Sehr verändert werden diese Phyllitgneise auf viele Flächen hin 
durch die schon obenerwälnte Durchtränkung mit Pegmatit. Ich habe 
in der früher angeführten Arbeit diese Veränderungen beschrieben, 
die den Phyllitgneisen ein glimmerschieferähnliches Aussehen geben, 
allerdings von sehr unbeständigem flackernden Charakter. Es ist gerade 
dieser Zug der Phyllitgneise, in dem sie am meisten vorkommen. In 
der Quarzitserie sind sie nur in den an die Phyllitgneise angrenzenden 
Striehen zu sehen. Sie begleiten. auch diese Phyllitgneiszone über den 
Cercenapaß hinüber und bis Rabbi, zusammen mit gleichfalls gerade 
hier auftretenden Marmoren eine charaktische Gesellschaft bildend. 
Gegenüber den quarzreichen Gneisen mag diese Lokalisierung der 
Pegmatite in einer leichteren Aufblätterbarkeit der Phyllitgneise ihren 
Grund haben; auf der Linie Rabbi—Cercena—Cogolo aber liegt vielleicht 
auch eine Zone besonders starker tektonischer Inanspruchnahme vor, 
weil man hier hin und hin in den Schiefergneisen Lagen findet, die, 
in flache Schelpern zerlegt, mit Rutschflächen durchzogen und serizi- 
tisiert sind, also alle Zeichen starker mechanischer Inanspruchnahme 
zeigen. Die Bewegung hat auch nach der Intrusion an dieser Linie 
fortgedauert, da außerdem auch die Pegmatite selbst oft Druck- 
schieferung angenommen haben. Im übrigen gründet sich die örtliche 
Verteilung der Pegmatite aber gewiß zum Teil auch auf die örtliche 
Lage des Tiefenherdes, aus dem das Magma kommt. Bei den Kalken 
ermöglicht es die leichtere Zerklüftbarkeit in verschiedenen Richtungen, 
daß ‚hier ‚öfter durchbrechende Lagerung und überhaupt intensives 
gegenseitiges Ineinandergreifen der beiden Gesteine auftritt; vielleicht, 
daß durch die ungleiche Härte und Elastizität der Kalke und Schiefer 
in solchen vielfach zwischen beiden Gesteinsarten wechselnden Kom- 
plexen besonders starke Spaltöffnungen aufbrechen bei der Gebirgs- 
bildung und sich dadurch das häufige Zusammenvorkommen beider 
erklären ließe ; dieses Zusammenvorkommen ist ja auch im Vintschgau— 
Ultener Kamme zu sehen und auch in anderen kristallinischen Ge- 
bieten, zum Beispiel in Böhmen), hervorgehoben worden. 

Als eine vereinzelte Einlagerung in den Gesteinen der Südseite 
der Tonalegruppe ist das Vorkommen von Olivinfels an dem Kamme 
zwischen Val di Strino und Val Albiolo zu erwähnen. An dem’ von 
Punkt 2846 »ın gegen Val di Strino vorspringenden Bergeck treten zwei 
Linsen von Olivinfels auf. Das Gestein ist ein Amphibololivinfels, 
ähnlich dem vom Sass dell’ Anel bei Male?). Der Hornblendegehalt 
wechselt zonar; so ist eine Randzone mit sehr vielen, aber ganz 
kleinen Strahlsteinnädelchen vorhanden. Am Ostrande zieht eine Ver- 


!) Fr. E. Suess. Bau und Bild der böhmischen Masse. Wien 1903. 


®2) Hammer. Olivinfelse aus Nonsberg, Sulzberg und Ultental. Jenaische 
Zeitschr. f. N., Bd. 72. a 


[9] Geologische Aufnahme des Blattes Bormio— Tonale. 9) 


rutschungszone querüber, an der das Gestein zu talkig-serpentinischem 
Schiefer umgewandelt ist. Der nächstbenachbarte Gneis ist zwei- 
glimmerig, feinkörnig und glimmerarm. 

Ober Comasine, im Nordwestgehänge der Cima Boai enthalten 
die Phyllitgneise ein beträchtliches Frzlager, das bis Mitte des 
19. Jahrhunderts eifrig abgebaut wurde !), seither aber tot liegt. Die 
tiefer gelegenen Erzlager befinden sich auf der Malga Goggia und nörd- 
lich derselben und wurden dort mittels zahlreicher Stollen abgebaut. 
Die Stollen sind gänzlich verfallen; am Tage steht von weißem Marmor 
beiderseits umgeben eine aus grobkörnigem kristallinischen Ankerit 
und spärlichen dunklen Glimmerblättchen bestehende Schicht an. 
Besser ist die ganze Art des Vorkommens in den ober der Wald- 
grenze in der ValGardene an der Schwelle des unter der Cima Boai 
befindlichen Kars gelegenen Gruben zu sehen. Der Abbau wurde hier 
ersichtlich als Tagbau betrieben; Ruinen einstiger Baulichkeiten stehen 
dicht neben den Aufschürfungen. Das Schichtstreichen ist hier nahe 
NS bis NNW-—SSO, das Einfallen sehr steil nach W gerichtet. Das 
Profil von W nach OÖ ergibt der Reihe nach: Schiefergneis, der dicht 
durchadert ist mit pegmatitisch-granitischen Injektionen; unter ihm 
liegt Marmor von geringer Mächtigkeit, der nach unten übergeht in 
ein Lager desselben Ankeritgesteines wie bei Malga Goegia. Es ist 
grobkörnig, kristallinisch und gelb gefärbt; im Dünnschliff zeigt das 
Gestein Mörtelstruktur und Verbiegungen der Lamellen des Karbonats. 
Neben dem Ankerit ist ein makroskopisch dunkelbrauner, im Dünn- 
schliff blaßgrünlicher Glimmer spärlich in sehr kleinen Schüppchen 
im Gesteine verteilt; außerdem enthält es etwas Pyrit und lokal treten 
auch Kristalle von smaragdgrüner Hornblende bis zu 6 mm Länge auf. 
Nach wenigen Metern nimmt der Pyrit rasch an Menge zu und es 
folgt eine Schicht, die aus Pyrit, Magnetit und Ankerit, erstere beide 
an Menge vorwaltend, besteht. Sie ist auf ein paar Meter Mächtig- 
keit aufgeschlossen. Das Liegende ist dwreh Schutt und Vegetation 
verdeckt. | 

Die Aufschürfungen reichen im Streichen etwa 50 m weit. Die 
Nachbarschaft der pegmatitischen Injektionen — auch auf Malga Goggia 
treten Gänge von Pegmatit auf — läßt vermuten, daß der Magnetit 
und Pyrit durch die Einwirkung des Pegmatits auf Ankerit entstanden 
ist, wie derartige Bildungen von Magnetitlagern durch Kontaktmeta- 
morphose ja von verschiedenen Orten bekannt sind ?). 

Von gleicher Art ist das Erzvorkommen der alten Grube Ronco 
auf der gegenüberliegenden Talseite ober Celedizzo. 

Diese Phyllitgneise der Südseite der Tonalegruppe überschreiten 
zwischen Cogolo und Fucine des Nocetal, bilden die Gehänge ober 
Celentino und gehen dann im Hochtale des Lago Cadinel in die 
zweiglimmerigen Gneise über, welche im wesentlichen die Berggruppe 
zwischen Cercenatal, Rabbital und Nocetal von Male bis Cogolo bilden. 
So einförmig der größte Teil dieser Gruppe, nämlich deren Haupt- 


1) Hauer und Foetterle. Übersicht der Bergbaue der österr.-ungar. 
Monarchie. Wien 1855. _ 

?) Klockmann. Über kontaktmetamorphe Magnetitlagerstätten etc. Zeitschr. 
f, prakt. Geol. 1904, pag. 73. 


Jahrbuch d. K. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (Dr, W. Hammer.) 2% 


10 Dr. W. Hammer. [10] 


kamm und Südhänge, landschaftlich ist mit seinen endlosen flachen 
Almhängen und seinen ausgedehnten Wäldern, so gleichförmig sind 
auch die Gesteine seines Baues; dort, wo größere Mannigfaltigekeit im 
Bilde ist, in der Gegend des Lago rotondo und Monte Polinar, dort 
ist auch im Bau mehr Abwechslung; das letztere veranlaßt eben 
gutenteils das erstere. Diese zweiglimmerigen Gneise entsprechen 
den im südlichen Ultener Hauptkamme herrschenden Gneisen, mit 
denen sie über das Rabbital weg in direkter Verbindung stehen. Ihre 
Ausbildung ist aber eine etwas andere als die der typischen Ultener 
Gneise, und ist bereits am Ostgehänge ober Rabbi entfaltet und seiner- 
zeit bei der Beschreibung der Ultener Berge angeführt worden !). 
Dort vollzieht sich eben der Ubergang. Diese Gneise haben im ganzen 
ein mehr glimmerschieferähnliches Aussehen und nur das Auftreten 
des Feldspates als wesentlicher Bestandteil berechtigt ihre Einreihung 
zu den Gneisen; man kann sie daher als Gneisglimmerschiefer 
bezeichnen. 

Es sind hochkristallinische Schiefer von weithin gleichbleibender 
Zusammensetzung und Struktur: mittelkörnig, reich an Glimmer, der 
in großen (1—4 mm) selbständigen Täfelchen entwickelt ist, Biotit 
und Muskovit, ohne Einordnung ausgedehntere Glimmerlagen, aber 
durchaus parallel geordnet, oft zu kleineren Flasern und Flecken 
vereint. Im Querbruch tritt Quarz und Feldspat in körnigem Ge- 
menge mehr hervor als der Glimmer. Als UÜbergemengteile beob- 
achtete ich unter Passo di Camucina, bei Malga Grassi und an 
anderen Orten Oyanit und Granat. Natürlich treten auch bei diesen 
Gneisen stellenweise wieder Formen auf, die durch ihren geringeren 
Glimmergehalt und etwas feineres Korn den typischen Ultener 
Gneisen gleich sind und einen rein gneisigen Habitus haben, 
so an der Cima grande und einzelnen anderen Stellen des Haupt- 
kammes. Die mikroskopische Untersuchung gibt wenig Neues gegen- 
über dem makroskopischen Befunde: kristalloblastische Struktur, Biotit 
waltet vor gegenüber Muskovit, unter den Feldspaten sind Orthoklas und 
saure Plagioklase vertreten. Die Ahnlichkeit mit den Gneisen von 
Rabbi wird durch das Vorkommen von Sillimanit erhöht. Außerdem 
treten akzessorisch Granat, Apatit, Disthen, Staurolith, Zirkon auf. 
In den tieferen südlichen Gehängen schalten sich häufigere Phyllit- 
gneise zwischen die anderen Gneise ein. Die petrographische und 
geologische Gleichförmigkeit wird noch gefördert durch den fast 
gänzlichen Mangel von Einlagerungen anderer Gesteine. Keine Kalk- 
lager treten auf, nur Amphibolite sind im östlichen und nördlichen 
Teile zu finden; außerdem aber die Granite des Mt. Polinar, über 
die unten gesprochen werden wird. 

Diese Gneise lagern bei Cogolo und am Cercenapaß auf der 
Quarzitserie, entsprechend den Phyllitgneisen von Comasine, in die 
sie übergehen. Im Nordosten und Osten ist das Verhältnis zu den 
anderen Schichten durch Störungen verwischt. 

Die dritte Fazies der Gneise endlich ist die des typischen 


!) Hammer. Die kristallinischen Alpen des Ultentales. I. Jahrb. d. k. k. 
geol. R,-A. 1902, pag. 111. 


[1 1] Geologische Aufnahme des Blattes Bormio— Tonale. 1 


Phyllitgneises, die ebenso wie die vorgehende sich durch gleich- 
förmige Ausdehnung über weite Strecken hin auszeichnet, Sie breitet 
sich nördlich des Noce von seinem Ursprunge bis Cogolo und nördlich 
des Cercenatales aus. Die Phyllitgneise sind wie in den Ultener Ge- 
birgen Gesteine von der Zusammensetzung eines Gneises und einer 
Struktur, analog der der Phyllite. Im Hangenden, an der Grenze gegen 
die Phyllite treten fast durchgehends Quarzite auf, wie dies schon 
vom Gleckkamm anderen Ortes beschrieben wurde, den Übergang zu 
den Phylliten vermitteind. Auffallend ist der feinstkörnige, baukige, 
sraue Quarzit vom Monte Mandriole, der dicht durchschwärmt ist 
von mikroskopisch kleinen Turmalinkriställchen, die alle nach der 
Schichtungsebene geordnet sind. Es wäre möglich, daß die in der 
Nähe befindlichen Lagergranite eine Kontaktwirkung ausgeübt hätten; 
aber es ist keinerlei Kontaktstruktur vorhanden. 

Einlagerungen von Amphiboliten und Pegmatiten treten selten 
auf, erstere im Rabbitale an der Mündung der Val Maleda, letztere 
im Val della Mare, unterhalb Torbi. Kalke sind nicht zur Ablagerung 
gekommen. 

In dem Kamme zwischen Rabbital und Val della Mare erscheinen 
die Phyllitgneise als äquivalent der Quarzitserie, indem die Decke 
des Granitstockes der Cima Verdignana im südlichen Teile (an der 
Cima Vedrignan Ganani und am Cercenapaß) noch aus quarzitischen 
Schiefern jener Serie, im nördlichen Teile, am Passo Verdignana 
aber aus Phyllitgneisen besteht; bei ihrer großen Mächtigkeit über 
und unter diesem Granitstocke aber scheint es, daß sie nach beiden 
Richtungen noch über den Horizont der Quarzitserie hinausragen. 
Die Quarzite an der Basis der Phyllite sind jedenfalls Jünger als die 
Quarzite der Tornalegruppe, nur in dem Gehänge nördlich ober 
dem Bade Rabbi reicht die quarzreiche Ausbildung der Schiefer 
bedeutend tiefer hinab in die Phyllitgneise als an anderen Orten 
und dieser kleine Faziesbereich mag eventuell bis in das Niveau 
der Pejoquarzite hinabreichen, die ja auch an dem Kamme des 
Monte Villar bis ins Rabbital, an der jenen quarzreichen Phyllit- 
gneisen ober Bad Rabbi gegenüberliegenden Talseite reichen und so 
gewissermaßen eine Brücke der zwei Quarzitfazies darstellen. In 
Val del Monte liegen die quarzreichen Gneise von Pejo anscheinend 
auf den Phyilitgneisen des Hauptkammes, doch ist es ziemlich wahr- 
scheinlich, daß hier eine Bruchlinie beide trennt. 

Die in den Gneisen liegenden Amphibolite sind trotz 
gewisser makroskopischer Verschiedenheiten mikroskopisch sehr ein- 
heitlich gebaut. Ihre Struktur ist die für Amphibolite charakteristische 
diablastische, der Gabbrostruktur gleichende. Makroskopisch haben 
sie meist Lagenstruktur oder Schieferung mit gleichmäßiger Verteilung 
der Elemente, doch treten auch solche von gleichmäßig rein körniger 
Struktur auf, zum Beizpiel am Lago Salezi. Die Hornblende schwankt 
in ihrer Färbung zwischen lauchgrünen und bräunlichgrünen Tönen. 
Zersetzung in Biotit, beziehungsweise Chlorit ist gelegentlich zu 
sehen; betreffs der Feldspate kann man eine Entwicklungsreihe 
zusammenstellen von solchen, bei denen die Feldspate noch frisch 


und dann zwillingsgestreifte Plagioklase (Oligoklas bis Labrador) 
9% 


12 Dr. W. Hammer. [12] 


sind, neben wenig ungestreiftem Feldspat, der wahrscheinlich Ortho- 
klas ist, zu solchen, bei denen ein Zerfall der Plagioklase in Zoisit 
und Albit eingetreten ist. An der Hornblende sind keinerlei Ver- 
änderungen oder Entwicklungsstadien zu bemerken, die auf eine 
Metamorphose aus einem anderen Mineral schließen ließen. Es bleibt 
daher dahingestellt, welcher Art das Magma war, aus dem sie sich ge- 
bildet haben; es ist auch der eruptive und intrusive Charakter hier 
nicht nachweisbar, der Gesteinscharakter verweist aber eher auf eine 
eruptive, beziehungsweise intrusive als auf eine sedimentäre Bildung. 
Eigentümlich sind ganz kleine Lagen von Amphibolit in dem Marmor 
der Cima Cady. Ich beobachtete eines von 1—2 dm Mächtigkeit, 
konkordant zwischen den Marmorschichten liegend. Es stecken aber 
sicher noch mehrere derartige Amphibolite in diesen Marmoren wegen 
der vereinzelten Bruchstücke, die man am Fuße der Wände findet 
und die nicht von anderswo her transportiert sein können; bei dem 
genannten kleinen Lager hat sich noch zwischen Amphibolit und Kalk 
pegmatitisches Magma eingedrängt, ein paar Zentimeter dick, und ist 
auch apophysenartig in den Amphibolit eingedrungen. Im Dünnschliff 
ist die Grenze beider unscharf, der (glimmerfreie) Pegmatit greift viel- 
fach in den Amphibolit ein, der am Rande wie aufgelöst in seine 
Teile ist, sonst aber keine Änderungen zeigt als ein etwas gröberes 
Korn am Rande. Kontaktwirkungen seitens der Amphibolite sind 
weder hier noch an dem anderen Vorkommen zu bemerken. Die 
größten Amphibolitlager sind das von Prelongo über Mezzana und 
das auf der Alpe Polinar, von denen jedes eine Längenerstreckung 
von ungefähr 21/, km besitzt. Die anderen bei Coller im Rabbitale, 
Rocca della Lame, Cima Mezzana, Cusiano, am Cercenapasse, Malga 
Levi, Cima Boai, M. Mezzolo und an der Tonalestraße stehen alle an 
Ausdehnung bedeutend zurück gegen jene bis herab zu den ganz 
kleinen Lagern wie die der Cima Cady. 

Die Gesteine der Gneisformation gehen im Hangenden allmählich 
über in die Phyllite. Wie schon oben bemerkt, sind es besonders 
Quarzite und quarzreiche Schiefer, welche den Übergang vermitteln. 
Mit ihnen wechsellagern rostfarbene Muskovitquarzitschiefer und über 
ihnen folgen die eigentlichen Phyllite, denen aber immer noch ge- 
legentlich solche rostfarbene Schiefer zwischengeschaltet sind. Die 
Phyllite besitzen besonders im obersten Martelltal und im Madritschtal 
ausgesprochen den petrographischen Charakter der Quarzphyllite 
durch die Flasern, Knauern oder Lamellen von Quarz, die zwischen 
den Glimmerlagen und Flasern liegen. Gegen Süden zu läßt diese 
typische Ausbildung nach, der Quarz ist weniger und nicht so in 
dieser Form ausgeprägt. Das gleiche ist auch im Ultental und Rabbital 
der Fall. In dieser Ausbildung treten häufiger granatreiche Varietäten 
auf, doch ist dieser makroskopische Granatgehalt ein schwankender 
und fehlt auf weite Flächen hin vollständig. Stellenweise treten im 
Gebiete von Pejo in diesen Phylliten sehr feinkörnige, glimmerarme, 
granulitische Einlagerungen von gelblicher Farbe auf, ähnlich denen, 
die oben bei der Quarzitserie vom Monte Macaoni beschrieben wurden. 
Doch reichen diese Unterschiede zwischen Phylliten der Laaser Gruppe 
und denen der südlichen Täler nicht aus, um darauf eine strati- 


[13] Geologische Aufnahme des ‚Blattes Bormio— Tonale, 13 


graphische Gliederung zu bauen, zudem auch in der Tektonik kein 
Anhalt dafür besteht. 

Im obersten Martelltale treten als Einlagerungen in den Phylliten 
Kalkglimmerschiefer, Bänderkalke und Marmore in großer Ausdehnung 
auf. Sie ziehen vom Zufrittspitz am unteren Rande der Gletscher 
herüber zum vorderen Rotspitz und von dort in besonders grober 
Mächtigkeit bis zum Zufallferner; an der anderen Talseite sind am 
Südhange des Muthspitz (zwischen Butzen- und Madritschtal) mehrere 
Lager von geringer Ausdehnung. Weiter talein bis zum Langenferner 
liest ein ganzer Schwarm kleinster Lager in den Phylliten, bis beide 
zusammen unter den Eismassen verschwinden; die kleinen Kalklager 
am Eisseepaß. und am Schrötterhorn zeigen aber, daß diese kalkreiche 
Zone sich unter den Fernern hin bis in die Val Öedeh und Val Zebru 
fortsetzt. 

Die Phyllite bilden die ganzen vergletscherten Kämme des Ge- 
birges vom Ultental an bis zur Sforcellina am Ursprunge des Noce; 
sie greifen auch auf die südlichen Kämme hinaus bis zum Sabfora 
ober Rabbi und bis zur Cima Pontevecchio zwischen Rabbital und 
Val della Mare und auch auf der Punta Ercavallo südlich des obersten 
Noce liegt noch eine kleine Kappe von Phylliten. Der Hintergrund 
des Martell und der Kamm gegen das Suldental liegt vollständig 
in den Phylliten. Ihre Mächtigkeit ist, soweit die tektonischen Ver- 
hältnisse eine Schätzung erlauben, eine sehr bedeutende, jedenfalls 
mindestens 1—2 km. 

An dem Kamme vom Eisseespitz zum Butzenspitz treten im 
Phyllit Chloritschiefer auf. Sie befinden sich in mehrfacher 
Wechsellagerung mit den Phylliten und man kann drei verschiedene 
Gesteinsarten schon mit unbewaffnetem Auge unterscheiden: Chlorit- 
schiefer, Epidotchloritschiefer und einen im Aussehen mehr einem 
dichten Gneis sich nähernden grünlichen Schiefer. 

Der Chloritschiefer steht an den Hängen der Madritschspitze 
gegen .das Butzental an, von wo er über den Grat ins Madritschtal 
hinüberzieht. Er ist lichtgrünlich, seidenglänzend und feinschiefrig 
bis blättrie.. Im Querbruch bemerkt man häufig weiße feinkörnige 
Lagen, die mit Salzsäure aufbrausen. Im Dünnschliff sieht man Chlorit, 
Quarz und Caleit in lagenweiser Verteilung. Der Chlorit ist nahezu 
farblos und zeigt graue Interferenzfarben; er besitzt eine geringe 
schiefe Auslöschung. 

An demselben Gehänge treten auch die Epidotchloritschiefer 
auf, die sich über die Butzenspitze weg längs des Kammes zum 
Eisseespitz hin verfolgen lassen und auch im oberen Teile des vom 
Eisseespitz zur Schaubachhütte hinabführenden Strecknerweges mehr- 
fach zu sehen sind. Es sind kräftig grüngefärbte, sehr feinkörnige 
Gesteine mit schiefriger Textur. Bei mikroskopischer Untersuchung 
findet man als Bestandteile Chlorit (Pennin), Quarz, Epidot und Galeit. 
Der Chlorit ist ||c hellgrünlichgelb, normal dazu intensiv grün und 
zeigt dunkle, dunkelrotbraune Interferenzfarben ; der Epidot ist auch 
im Dünnschliff kräftig gelbgefärbt. Der Caleit tritt lagenweise und 
vereinzelt im Gemenge auf. Der dritte dieser Schiefer besitzt einen 
gneisähnlichen Habitus bei grüngrauer Färbung. Auf den Schieferungs- 


14 Dr. W. Hammer. [14] 


flächen sieht man äußerst feine glimmerige Aggregate glänzen. Im 
Querbruch ist das Gestein nahezu dicht und grau. Nach dem mikro- 
skopischen Befunde ist es als Amphibolit zu bezeichnen; es besteht 
aus einem sauren Plagioklas und grüner splitteriger Hornblende, Um- 
wandlungsprodukten (Biotit, Zoisit, Serizit) und Titanit (Leukoxen in 
wurmförmigen Aggregaten). Dieses Gestein ist besonders am Kamme 
von der Butzen- bis zur Eisseespitze anzutreffen. 

Die Epidotchloritschiefer gleichen makroskopisch vollständig den 
Grünschiefern, die in der Val Zebru (ober Bormio) sowie an den 
Cime del Forno im Hangenden der Phyllite auftreten !). Mikroskopisch 
ist eine solche Gleichheit zwar nicht vorhanden, doch sind die beider- 
seitigen Gesteine immerhin nahe verwandt miteinander. Aus diesen 
Gründen und wegen des unmittelbaren geologischen Zusammenhanges 
beider Gebiete können wohl auch diese mit Chloritschiefern wechsel- 
lagernden Phyllite am Eisseespitzkamm als die hangendsten Teile 
der Phyllite angesehen werden. Eine direkte Verbindung mit den 
Grünschiefern der Cime dell Forno besteht nicht, da am Kamme 
Suldenspitz—Königsjoch, wo sie durchstreichen müßten, keine der- 
artigen Gesteine vorkommen. Gleich weiter nördlich am Kamme der 
Marteller Vertainen (zwischen Madritschtal und l’edertal, bereits auf 
dem Blatte Glurns—Ortler liegend) treten ebenfalls Chloritschiefer im 
Phyllit auf. Beide Vorkommen können als Einfaltungen oder Hervor- 
treten jüngerer Horizonte an Schuppungsflächen betrachtet werden. 
An den Vertainen wird dies noch wahrscheinlicher durch das Auftreten 
eines wohl einer Jüngeren Schieferserie angehörenden Gipslagers in 
den Nordabhängen dieses Kammes. 

In dem hier besprochenen Teile des Blattes Bormio—Tonale 
beteiligen sich auch verschiedene Eruptivgesteine am Aufbau. 
Es sind vor allem Granite als Intrusivlager, dann die schon oben 
erwähnten Pegmatite, ferner Diorite und Porphyrite. 

Der Granit tritt durchweg als Intrusion auf, sei es in großen 
lakkolithähnlichen Intrusivmassen, sei es in kleinen Lagern. Die 
bedeutendste Granititmasse ist hier der Granitit der Cima 
Verdignana (Punkt 2938 m der Karte). Sie ist auch diejenige, deren 
Lagerung am besten sichtbar ist. Die Granitmasse liegt an dem steil 
aufragenden Kamme zwischen zwei tiefen Tälern, die bis unter die 
Basis des Granits in den Erdkörper einschneiden. Verfolgt man vom 
Cercenapasse den Kamm des Gebirges nach Norden, so betritt man bald 
nach Verlassen des flachen Paßsattels den Granit und klettert mit 
einer kurzen Unterbrechung an der Cima Ganani immer über Granit, 
bis man den Verdignanapaß (Punkt 2833 m der Karte) erreicht. In den 
beiderseitigen Flanken kann man den Granit einerseits im Val della 
Mare bis zur Malga Pontevecchio, anderseits in der Val Maleda bis in 
den Hintergrund des Tallaufes zur Isohypse 2300 m ‚hinab verfolgen. 
In der Kartenprojektion nimmt der Granit ein Areal von rund 4 km? 
ein. Blickt man von der gegenüberliegenden Talseite der Val della 
Mare herüber, so sieht man sehr schön, wie am Verdignanapaß die 
Schiefer auf dem Granit liegen und nordwärts mit mittlerer Neigung 


ı) Hammer. Verhandl. d. k.k. geol. R.-A. 1902, pag. 320. 


[15] Geologische Aufnahme des Blattes Bormio—Tonale. 15 


von ihm abfallen ; ebenso aber sieht man auch, wie bei Ponteveechio 
die Schiefer in fast horizontalen Bänken unter dem Granit. liegen. 
Beides entspricht auch den Beobachtungen an Ort und Stelle. Die 
Basisbänke können allerdings nicht unter den Granit hinein verfolgt 
werden, man sieht aber, wie die Granitgrenze sich ganz den Fallen 
und Streichen der Schiefer entsprechend bewegt. Von Pontevecchio 
gegen Nordost zu fallen die Schiefer flach S unter den Granit ein; 
die Granitgrenze zieht sich von hier im Bogen hinauf zu den N fallenden 
Schichten der Decke. Verfolgt man die Grenze von Pontevecchio über 
die Alpe Verdignana zum ÜOercenapaß hinauf, so sieht man, daß die 
Schiefer unter dem Granit hier ein flaches Gewölbe bilden, und ganz 
dementsprechend steigt die Granitgrenze hinauf und dann. wieder 
herab; in dem Gehänge westlich unter dem Cercenapaß keilt der Granit 
zwischen Decke und Basis aus. Am Cercenapaß selbst liegen die 
Schiefer S fallend als Decke darauf und an der Cima (Vedrignan) 
'Ganani greift von Osten her die Decke als eine kleine, flache, lange 
‚Mulde zungenartig noch einmal bis auf den Hauptkamm über. 

Es kann also mit großer Wahrscheinlichkeit eine lakkolithische 
Form der Intrusion angenommen werden, mit derselben Wahırschein- 
lichkeit wenigstens, mit der dies bei den anderen bestbekannten 
alpinen „Lakkolithen“ angenommen wird, zum Beispiel wie bei dem 
Granatspitzlakkolith, dessen Basis ja auch nicht tatsächlich auf größere 
Distanz unter den Granit hinein verfolgt werden kann, sondern bei 
(dem dies auch aus der Lagerung der umliegenden Schiefer, der an 
verschiedenen Stellen unmittelbar sichtbaren Auflagerung von Granit 
auf Schiefer sowie aus dem Verlaufe der Grenzlinien geschlossen 
wird !). Dieselben Belege liegen auch hier reichlich und gut sichtbar 
vor, nur hat hier keine solche Verzahnung stattgefunden wie beim 
Granatspitzkern. Nur an dem Absenker der Cima Vedrignana, der 
den Buso del diavolo im Norden begrenzt, stellt die dort vorhandene 
kleine Schieferdecke ein keilartiges Eindringen von Schiefer im 
Granit dar. 

Der Verdignanalakkolith ist gleichzeitig mit seiner Intrusion 
oder nachträglich — dies läßt sich nicht entscheiden -—— aufgefaltet 
worden. 

Petrographisch ist nicht die ganze Masse einheitlich gebaut, 
sondern es tritt neben dem Hauptgesteine noch eine Art Randfazies 
auf. Das Hauptgestein ist ein Biotitgranitit, der durch Streckung 
die Textur eines Stengelgneises oder — was weniger verbreitet 
ist — eine ebenschiefrige Textur angenommen hat. Das Gestein im 
großen bricht massig. Das Korn ist ein ziemlich feines. Als dunkler 
Bestandteil ist Biotit in sehr mäßiger Quantität vorhanden. Die mikro- 
skopische Untersuchung zeigt, daß unter den Feldspaten die Kali- 
feldspate stark überwiegen, und zwar ist neben Orthoklas besonders 
Mikroklin viel vorhanden. Die Gitterstruktur ist oft nur randlich ent- 
wickelt. Die Kalifeldspate sind meist noch ganz frisch, während der 
daneben vorhandene saure Plagioklas meist stark zersetzt ist. Quarz 
ist viel vorhanden; der Glimmer ist ausschließlich Biotit. Granat ist 


ı) Löw]. Der Granatspitzkern. Jahrb..d. k. k. geol. R.-A. 1895, pag. 615. 


16 Dr. W. Hammer. [16] 


als Übergemengteil da, in kleinen Kriställchen, die sich oft in Reihen 
ordnen. 

An der Basis des Granits, und zwar sowohl an der ganzen West- 
seite des Massivs von Pontevecchio bis zum Cercenpaß als auch an 
der Ostseite im Buso del diavolo und der Val Maleda tritt eine horn- 
blendehaltige Abart auf in beträchtlicher Mächtigkeit. Der Habitus 
ist ein mehr gneisähnlicher, indem das Gestein stärker geschiefert 
ist und mehr Glimmer enthält. Der Gehalt an Hornblende und Glimmer 
ist aber ein wechselnder, insofern sich zwischen jene stark gneis- 
ähnlichen Lagen wieder solche mit mehr dem Hauptgesteine ähnlichen 
Aussehen einschieben. Der Ubergang aus dem Hauptgesteine ist ein 
rascher. In den Dünnschliffen, die von der hornblendehaltigen Varietät 
gemacht wurden, sind die Feldspate durchaus stark zersetzt. Es hat 
sich Muskovit und Zoisit gebildet, welch letzterer auf eine stärkere 
Vertretung der Kalknatronfeldspate hinweist. Wo noch frische Feld- 
spate zu sehen sind, sind es meistens Orthoklase; Plagioklas ist nur 
selten noch frisch zu sehen. Der Hornblendegehalt ist, wie schon oben 
bemerkt, verschieden; das einemal ist sehr viel Horndblende vorhanden 
und fast gar kein Glimmer, das anderemal überwiegt Biotit unter 
den farbigen Gemengteilen. Die Hornblende besitzt durchaus keine 
Idiomorphie, ihre Formen wie überhaupt die Struktur des Gesteines 
sind, denen in den Amphiboliten gleich, ihre Färbung ist | a blaß- 
lauchgrün, db und sehr ähnlich ||c kräftiglauchgrün. Quarz ist stets 
reichlich vorhanden und als Übergemensgteil fehlt nie Titanit, seltener 
trifft man Granat. 

Diese amphibolhaltige Fazies des Granitits entspricht der analogen 
Bildung am Kuppelwieser Granit (Ultentaler Alpen). 

Kontaktwirkungen wurden bei diesem Granit nicht beobachtet. 

Das nächstgrößte Granitvorkommen ist dann das des Monte 
Polinar südlich von Bad Rabbi. Die Lagerungsverhältnisse sind 
nicht so klar wie bei Verdienan. Es sind hier zwei mächtige Lager 
konkordant zwischen steil gestellten, beiderseits der Granite südwest-, 
beziehungsweise südfallenden Gneisen. Das eine Lager erstreckt sich 
von der Malga Camposecco unter dem Gipfel des Polinar durch‘bis 
zur unteren Malga Soprasasso; das zweite südlichere erstreckt sich 
von der Malga Tremenesca di sotto (im Cercenatal) über Da roce bis 
zum Gambraikamm, beide nur durch einen sehr schmalen Streifen 
von Glimmergneis getrennt. Die Längserstreckung ist 21/,, beziehungs- 
weise 3 km, die größte Mächtigkeit 800, beziehungsweise 1000 m. 
Nach den Seiten hin keilen sie zwischen den Schiefern rasch aus. 
Der Granit ist mittelkörnig, schwach schiefrig, meist glimmerarm. 
Der Glimmergehalt ist bezüglich seiner Qualität ein sehr ungleicher 
in den verschiedenen Teilen der Lager. Das südliche Lager von 
Da roce geht gegen Osten in einen reinen Muskovitgranit über (auf 
der oberen Malga Soprasasso), während er im Westen zweiglimmerig 
ist; das nördliche Lager am Polinar ist bei Camposecco ein reiner 
Biotitgranit, während nahe dem Gipfel des Polinar wieder fast nur 
Muskovit auftritt. Der Feldspat ist im Polinargranit (Probe vom Gipfel) 
zum größten Teile Mikroklin, zum kleineren Oligoklas; in der Probe 
von Camposecco tritt mehr Plagioklas als am Polinar auf, der meiste 


[17] Geologische Aufnahme des Blattes Bormio— Tonale. 17 


Teil des Feldspates ist aber gänzlich zersetzt und es lassen die Zer- 
setzungsprodukte (Glimmer und Kaolin) auch hier auf Vorherrschaft 
des Kalifeldspates schließen. Von dem südlichen Granit wurden keine 
Schliffe angefertigt. Bei beiden ist mehrerenorts die Ausbildung einer 
besonders feinkörnigen Randfazies zu bemerken. 

Ein noch kleineres Granitlager ist auf der Alpe Saent im oberen 
Rabbital, wo der Granit den unteren Teil der Wände bildet, welche 
diesen Talkessel von Saent im Westen umschließen. Es ist ein sehr 
stark flaserigschiefriger Granit, der Biotit und Muskovit enthält. 

Endlich ist noch eine Anzahl ganz kleiner Granitlager zu er- 
wähnen; es finden sich mehrere solche an der Cima Mandriole, an 
der Cima fratta secca und Cima Castello, ober dem Cornaccio, am 
Corno del morte, sämtliche in dem Südabhange, beziehungsweise Seiten- 
graten des Hauptkammes ober Pejo; ferner am Ostkamme des Gorno 
dei tre Signori, bei Fucine und mehrere ganz kleine bei Mezzana (an 
der Straße nach Piano und höher oben im Gehänge). Bei diesen 
letzteren wurde die Ausbildung von Turmalin in den anliegenden 
Gneisschichten beobachtet. Alle diese liegen in den Gneisen; im 
Phyllit wurden keine gefunden. 

Schließlich ist noch der am Rande des Blattes hier hereinragende 
Biotitgranit von Valorz (bei Rabbi) zu erwähnen, der sich durch sein 
gröberes Korn von den anderen abhebt. Er ist undeutlich flaserig. 


Als petrographisch sehr nahe verwandte Bildungen treten dann 
als Lager und Gänge in großer Menge Pegmatite auf. Da an 
anderer Stelle!) schon ausführlich diese Gesteine aus dieser Gegend 
besprochen wurden, so möge hier nur kurz erwähnt werden, dab 
sie als Muskovitpegmatite, glimmerfreie Pegmatite, Quarzgänge und 
Turmalinpegmatite entwickelt sind, daß sie meist konkordant in 
den Schiefern liegen in Lagen mit 50 m Mächtigkeit herab bis zu 
feinsten Adern; besonders reich an Pegmatiten ist die Tonalegruppe, 
in der besonders die feine Durchäderung der Schiefer zu beobachten 
ist; mächtige Lager treten im Val della Mare etwas taleinwärts von 
- Cogolo auf und endlich ist noch eine pegmatitreiche Zone von Cogolo 
über den Cercenapaß und das gleichnamige Tal nach Rabbi zu ver- 
folgen. Kontaktwirkungen treten nur in beschränktem Ausmaße und 
nicht durchweg auf. 

Außer den Pegmatiten treten noch als Gänge, beziehungsweise 
kleine Stöcke Porphyrite und Diorit auf. Es ist besonders der 
Hintergrund des Ultentales, das Weißbrunnertal und die Gegend des 
sroßen Grünsees, welche solche Gesteine aufweisen. Die Porphyrite 
sind Hornblendeglimmerporphyrite; außerdem wurden zwei Gänge 
von Kersantit (Eggenspitz) gefunden. Auch betreffis dieser Gesteine 
kann auf eine frühere Veröffentlichung hingewiesen werden ?). In dem 
ganzen Bereiche zwischen dem Hauptkamme (von Tresero bis Eggen- 
spitz) und dem Noce wurden derartige Gänge nur an zwei Stellen 


') Hammer. Über die Pegmatite der Ortlergruppe. Verhandl. d. k. k. geol. 
R.-A. 1903. 


2) Hammer. Porphyrite und Diorit der Ultentaler Alpen. Jahrb. d-kek 
geol. R.-A. 1903, pag. 65. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (Dr. W. Hammer.) 3 


18 Dr. W. Ilammer. [18] 


sefunden: ein Porphyritgang am Südhange des Monte Villar im 
Cercental und Bruchstücke eines solchen im mittleren Aste der Val 
Albiolo.. Im Norden des Kartenblattes aber gehören das hinterste 
Martelltal und besonders der Ursprung des Suldentales zu den Haupt- 
verbreitungsbezirken jener Porphyrite, die von Stache und John?) 
aus diesem Gebiete beschrieben wurden. Es ist das die Heimat der 
Suldenite und Ortlerite. Auf dem vorliegenden Kartenblatte fand ich 
solche Porphyrite auf den dem Eis entragenden Felskämmen, so einen 
Suldenitgang an der Butzenspitz, zwei an der Eisseespitze und einen 
am Ostkamme der Madritschspitze, ferner mehrere Porphyritgänge am 
Kreilspitz und den Dioritstock vom Königsjoch. Besonders bemerkens- 
wert sind wegen der Rückschlüsse auf das Alter derselben die 
Porphyritgänge, die im triadischen Ortlerkalk auftreten. Ich habe 
anderenorts?) die Gänge an der Cima della Miniera beschrieben; in 
analoger Weise treten zahlreiche solche Gänge in den Wänden der 
Königsspitz auf (Mitscherkopf, Nordostgrat etc.). Eine nähere 
Untersuchung derselben hoffe ich kommenden Sommer durchführen 
zu können. Alles andere ist im Eis begraben, aber die häufigen 
Rollstücke in den Moränen erzählen von viel zahlreicheren solchen 
Gängen, die unter den Gletschern liegen müssen. Die von Stache 
beschriebenen Gänge am hinteren Grat liegen bereits im nördlich an- 
stoßenden Kartenblatte. 


Einen großen Teil der Oberfläche des Gebirges bedecken glaziale 
und postglaziale Ablagerungen. Zunächst sind es schon einmal die 
noch bestehenden Gletscher, die in dem Kartenblatte ein sehr großes 
Areal einnehmen, da der Hauptkamm stark vergletschert ist und 
mehrere sehr große Gletscher, nämlich den Suldenferner, Langen- 
und Zufallferner, die Vedretta la Mare und den Moosferner (Vedretta 
Careser) beherbergt (der Fornogletscher als der größte der Ortler- 
gruppe liegt ganz auf italienischem Gebiete). Ihre Zungen sind umgeben 
von mächtigen Moränenwällen und die vorgelagerten alten Zungen- 
becken sind von ihren Gletscherbächen vollgeschüttet worden. Außerdem 
finden wir aber eine große Menge altglazialer Ablagerungen in den 
Tälern und an den jetzt nicht mehr vergletscherten Bergkämmen. In 
den Hochtälern, die noch Gletscher besitzen, also im oberen Val della 
Mare, in oberen Val del Monte, im oberen Rabbital und Martelltal 
sind altglaziale Ablagerungen fast nirgends liegen geblieben: überall 
bilden die glattgeschliffenen Felsen die Karschwellen und unteren 
Gehänge. Hinter jenen haben sich kleine Seen angesammelt, soweit 
nicht rezente Block- und Schuttfelder die glazialen Erosionsbecken 
erfüllen. Diese Talhintergründe, besonders im Val della Mare und 
Rabbital sowie im obersten Martelltal (Zufall) zeigen in ihrem ganzen 
Umkreise unverhüllt die glazialen Erosionsformen. Dagegen treten in 
den tieferen Tälern mächtige glaziale Materialanhäufungen auf. 

Die Ortschaften Comasine, Celentino und Celedizzo liegen auf 


‘) Stache und John. Eruptiv- und Massengesteine der Mittel- und Ost- 
alpen. II. Cevedalegebiet. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1879, pag. 317. 

?) Hammer. Mitteilung über Studien in der Val Furva und Val Zebru. 
Verhandl. d. k.k. geol. R.-A. 1902, pag. 320. 


[19] Geologische Aufnahme des Blattes Bormio—Tonale. 19 


einer Schutterrasse, die jetzt vom Noce durchschnitten, das Tal 
querüber in sehr bedeutender Mächtigkeit erfüllt (Seehöhe des 
Noce ungefähr 1000 m, oberer Rand der Terrasse 1200—1300 m). 
Die Terrasse ist sehr schön von Äckern und Wiesen überkleidet und 
bietet nur sehr wenig Aufschlüsse. An denen in der Noceschlucht 
ist der Schutt schichtungslos, kleinkörnig mit einzelnen großen darin 
eingebetteten Blöcken. Gesteine von sicher bestimmbarer erratischer 
Herkunft beobachtete ich nicht. Dagegen liegt am Ausgange der 
Schlucht des Torrente Drignana zwischen Celedizzo und Celentino eine 
deutlich ausgeprägte Grundmoräne auf der Terrasse. Um Gehänge- 
schuttbildungen kann es sich bei (dieser Terrasse nicht handeln, da 
an dem Gehänge darüber irgendwelche der Mächtigkeit der Schutt- 
massen entsprechende Talungen oder Abrißgebiete vollständig fehlen. 
Am wahrscheinlichsten besteht der Hauptteil der Terrasse aus umge- 
schwemmtem Moränematerial. Auf einer ähnlichen, wenn auch weniger 
ausgeprägten Terrassenbildung liegt das Dorf Pejo (1594 m). Ober dem 
Dorfe bei S. Rocco liegen alte Moränen offen. Die Glazialbedeckung 
erstreckt sich hier von dem Bergeck zwischen Val dei Monte und 
Val della Mare bis zur Malga Coel (1800 m). Auch hier ist der größte 
Teil, besonders der ganze untere Teil von Vegetation bedeckt. An dem 
von der Val Vioz herabkommenden Bache tritt der darunterliegende 
Gneis zutage. Gegen Westen enden die Schuttbildungen in der Val 
Taviela, an deren rechten Bachufer der Gneis ansteht, während die 
linke Flanke von der Malga Coel abwärts von den Schuttmassen ge- 
bildet wird. Diese zeigen im oberen Teile eine sehr flach liegende 
Schichtung und haben im ganzen die Struktur von Moränen. In der 
Höhe von 1800 m liegen hier auf der Malga Co&i am vorderen Rande 
des Almbodens auf jenem geschichteten Schutt mächtige, über den 
dahinter liegenden Boden emporragende Wälle von großen Blöcken. 
Diese Stirnmoränenwälle haben ursprünglich einen kleinen See auf- 
gestaut, der dann durch die Gletscherbäche zugeschättet wurde und 
jetzt durch eine sumpfige Wiese vertreten wird. Höher oben im Val 
del Monte befindet sich ein zweites, bedeutend größeres, verschüttetes 
glaziales Seebecken, der Boden der Malga Palu, oberhalb der Fontanina 
di Celentino. Der Stauwall besteht aber hier nicht aus Moränen, 
sondern aus anstehendem Fels; das Becken ist aus dem Felsen heraus- 
gearbeitet und wird jetzt von einer Sumpfwiese eingenommen. Eine 
analoge Terrassenbildung wie die von Comasino—Celedizzo sperrt bei 
Piazzola das Rabbital. Die Ortschaft Piazzola mit ihren Kulturen liegt 
auf der Höhe der Terrasse (rund 1300 m), während das Bad Rabbi 
der Heilquellen wegen in der Tiefe der Schlucht (bei 1200 »n) liegt, 
mit welcher der Noce die Schuttalsperre durchbricht. 

Diese altglazialen Terrassen und Moränendecken sind in diesen 
rauhen, steilhängigen Tälern die Lebensbedingung für die mensch- 
liche Besiedlung. Mit Ausnahme der am Noce von Fueine abwärts 
gelegenen Ortschaften liegen alle anderen hier auf den Schottern und 
Moränen der Eiszeit aufgebaut, die ihnen den Humus für ihre Felder, 
eine geringere Neigung und über der kühlen Talschlucht erhobene 
sonnigere Lage für ihre Häuser und Kulturen gewähren. Die drei Dörfer 
in Vermiglio liegen auf postglazialen Schuttkegeln. Gleichalterig mit 

= 


20 | Dr. W. Hammer. [20] 


jenen tiefgelegenen Relikten der Hauptgletscherströme dürften die von 
den Lokalgletschern in den südlichen Tälern der Tonalegruppe abge- 
lagerten Terrassen sein, die von der Mündung bis tief hinein in die Täler 
reichen und die Alpen bilden (1600—1900 m, Terrassenhöhe 1700 m). 
Es sind dies wohl alles Stauungsbildungen, indem die an der so jäh 
und hoch aufsteigenden Nordseite der Presanellagruppe befindlichen 
Gletschermassen noch im Vermiglio- und Nocetal lagen, als sich die 
sonnseitigen Gletscher des viel weiter zurückliegenden Hauptkammes und 
der kleinen Lokalgletscher der Tonalegruppe schon zurückzuziehen be- 
sannen. Eine analoge Bildung liegt an der Nordseite des Oercenatales. 

Die weite Hochfläche des Tonalepasses ist fast ganz bedeckt mit 
Moränen, die sich hoch in die Val Albiolo hineinziehen und am Ge- 
hänge weit hinaus gegen Strino. Als Zeugen des letzten Rückzugs- 
stadiums (Daunstadium) sind besonders in der Tremenescagruppe, aber 
auch in der Tonalegruppe zahlreiche Moränenringe stehen geblieben. 
. Auf der flach geneigten Südseite der Tremenescagruppe fehlen sie in 
keinem Kar — oft sind mehrere Ringe nahe übereinander — die sich 
alle in einer Höhe von 2400 m durchschnittlich halten. An der Nord- 
seite liegen sie bei 2000 m. In der Tonalegruppe sind sie nicht so 
deutlich entwickelt und mehr in der Höhe wechselnd. In den Karen 
der Nordseite aber liegen sie hin und hin in 2200—2300 m Höhe; 
im Val Comegiolo tritt noch ein zweiter, 300 m höher gelegener Wall 
auf; ähnliches zeigt auch die Val Verniana. 

Als letzte Sedimentbildungen liegen in allen Karen und Hoch- 
tälern ausgedehnte Schuttablagerungen und Halden sowie in den Tal- 
tiefen Bachalluvionen und große Schuttkegel der Bäche. Ein größerer 
postglazialer Bergsturz ist vom Dente di Vioz in die Val Vioz herab- 
gebrochen. 


Tektonik. 


Die Schichten dieser Gebirge sind in lang hinziehende, vorwiegend 
NO--SW streichende Falten gelegt, ebenso wie in den Ultentaler 
Alpen, deren Faltenzüge sich eben nach SW fortsetzen. Mit Ausnahme 
der Stellen, wo Querverwerfungen den Zusammenhang stören, wie es 
bei S. Bernardo di Rabbi der Fall ist, setzen die tektonischen Elemente 
aus den Ultentaler Alpen direkt auf das westliche Gebiet über. 

In der Nordostecke des Blattes treten die den Kamm des nörd- 
lichen Astes der Ultentaler Alpen einnehmenden Phyllite auf das Blatt 
Bormio—Tonale über. Die Phyllite bilden vom Ultener Hochjoch an 
eine dem Kamme parallel laufende Mulde, der sich bald im Süden ein 
Sattel angliedert. Die genannte Mulde ist als ein tektonisches Leit- 
element längs des ganzen Kammes vom vordersten Teile des Ulten— 
Vintschgauer Kammes bis zum Cevedale hinein zusammenhängend zu 
verfolgen, also auf eine Erstreckung von rund 32 km. Die Mulden- 
achse verläuft fast durchaus nördlich nahe unter dem Kamme. Der im 
Süden sich angliedernde Sattel zieht von der Südseite des Hasenohrs 
zum Gipfel der Zufrittspitze und von dort zum Kamm Eggenspitz -— 
Lorkenspitz, wo er in mehrere kleinere sekundäre Fältchen oder 
vielleicht besser gesagt Schollen zerlegt ist. Sattel und Mulde sind 


[21] Geologische Aufnahme des Blattes Bormio— Tonale. 2] 


a 


schon vom Tuferspitz an (südwestlich des Hasenohrs) steil aufgerichtet. 
An den Südschenkel des Gewölbes stößt auf der Tuferalpe durch eine 


Längsverwerfung getrennt eine flache weite Mulde — in ihrer Tiefe 
schneidet der oberste Lauf der Faltschauer sich ein — die zum 


Schwärzerjoch hinaufzielht, wo sie in voller Weite den langen, die 
Neigung der Schichten in seinem Gefälle nachahmenden Kamm Gleck— 
Eggenspitz bildet. Hier am Kamm liegt sie ganz in den Phylliten, 
während im Weißbrunnertale die darunter liegenden Gneise ange- 
schnitten sind. Sie läuft an jenem Kamm in die Luft aus und ebeuso 
auch der nördlich anschließende Sattel der Eggenspitz, denn jenseits 
des tiefen Rabbitales, gegen welches der Gleckkamm abfällt, ist nichts 
mehr davon vorhanden. Die darunterliegenden Gneise verflachen sich 
in dem Gehänge gegen Saent hinab vollständig; östlich ober Saent 
liegen sie fast ganz söhlig. Am Wege von Saent zum Rifugio Dorigoni 
sind noch flach südostfallende Schichten des Nordflügels jener Mulde 
zu sehen, an den westlichen Hängen des Tales unter der Cima Careser, 
in der Valetta, aber fällt bereits die ganze Gneismasse einheitlich 
flach nach Nordwest ein. An dem das Rabbital vom Val della Mare 
trennenden Kamme liegen vom Passo Verdignana, wo die Phyllit- 
gneise auf dem Verdignanagranit liegen, bis zum hinteren Rothspitz 
hinein die Schichten hin und hin flach nordwestfallend, von Cima 
Pontevecchio an die Phyllite über den die tieferen Gehänge bildenden 
Phyllitgneisen als ein mächtiger Südschenkel der Hauptkammulde, 
deren Achse ungefähr an der Gramsenspitze auf der Marteller Seite 
durchstreicht. Es verdankt jedenfalls das oberste Rabbital seine flach- 
wellige, weite Form neben der Erosion der Gletscher dieser Lagerungs- 
form der Gesteine und das gleiche gilt von dem Moosferner (Vedretta 
Careser), dessen Firnbecken bei sehr großer Ausdehnung eine Flach- 
heit besitzt, wie ich mich in den Ostalpen nur am Gepatschferner 
erinnere, sie in ähnlicher Weise hervortreten gesehen zu haben. 

In der oberen Val della Mare steigert sich wieder die Intensität 
der Zusammenfaltung der Phyllite von Osten gegen Westen zu rasch. 
Am Westrande des Moosferners zeigt sich die Ausbildung einer ein- 
seitigen Mulde an der Cima Lagolungo in den am Ostrande des Ferners 
noch einheitlich nach NW fallenden Phylliten. Nördlich derselben 
sind die Schichten sehr steil, teilweise seiger aufgerichtet, einen Sattel 
zwischen der genannten Mulde und der Hauptkammsynklinale bildend. 
Und im obersten Val della Mare ist diese steile mehrfache Zusammen- 
faltung noch gesteigert: die Mulde von Cima Lagolungo zeigt am 
Dosso Venezia, dem östlichen Absenker des Palon della Mare, sehr 
steile Schichtstellung und beim Rifugio Cevedale erscheint noch eine 
kleine, sehr steil aufgerichtete Mulde zwischen jener und der Haupt- 
kammulde, die hier übers Hohenfernerjoch auf die Südseite des 
Kammes übertritt und unter der Fürkelescharte durchziehend bald 
darauf unter dem Eismantel der Vedretta la Mare verschwindet; sie 
überschreitet wahrscheinlich zwischen dem Monte Rosole, der noch 
nordfallende Schichten zeigt, und dem Cevedale die Landesgrenze. 

Im ganzen obersten Martelltale und dem Madritschtale, soweit sie 
auf dem Blatte Bormio—Tonale liegen, fallen die Phyllite durchaus 
mit steiler Neigung S, beziehungsweise SSO ein bei einem zwischen OW 


BD) Dr. W. Hammer. [22] 


und ONO—WSW schwankenden Streichen. Es prägt sich dies auch in 
der pultartigen Form der Kämme aus, die gegen Süden der Schichtlage 
entsprechend geneigte Hänge haben, während nach Norden die Schicht- 
köpfe in Wandstufen abbrechen. Daß diese ganze südfallende Schicht- 
masse tektonisch eine ungestörte Folge von Schichten ist, ist sehr 
unwahrscheinlich, denn dieses kontinuierliche Südfallen umfaßt nicht 
nur das oberste Martelltai, sondern reicht bis ins Laasertal hinüber, 
so daß man bei der petrographischen Gleichheit eine Mächtigkeit des 
Quarzphyllits von S—10 km erhielte. Es handelt sich hier gewiß eher 
um vollständig zusammengeklappte Falten oder um Schuppenstruktur 
und die bereits oben beschriebenen Einlagerungen von Chloritschiefer 
und Gips am Eisseekamm, beziehungsweise an den Vertainen sind ein 
deutliches Anzeichen hierfür. Genaueres wird die weitere Untersuchung 
der Laasergruppe voraussichtlich lehren. 

Wir kehren wieder auf die Südseite des Gebirges zurück. Auch 
die Falten der oberen Val della Mare verschwinden unter der Eis- 
und Firnbedeckung des hier nach Süden verlaufenden Hauptkammes. 
Vom Monte Vioz an, wo der Kamm sich wieder gegen SW wendet, besteht 


Ft. Taviela 
C.Forzilin, $, 


L.bonv * 


gn = Gemeiner Gneis. — pgn = Phyllitgneis. — g = Quarzite. — Fh = Phjyllit. 
gr — Granit. 
x X Dieser Teil des Profils verlauft im Streichen der Schichten. 


nur der oberste Teil der Kette noch aus Phylliten, die hier der all- 
gemein gegen Westen zunehmenden Zusammendrängung der Falten 
entsprechend steil und eng zusammengeschoben sind. Am Monte Vioz 
und an der Punta Taviela fallen die Phyllite sogar unter die Phyllit- 
gneise hinein. Da die Phyllite nach den Beobachtungen an allen 
anderen Profilen jünger sind, so hat hier eine Überfaltung oder steile 
Aufschiebung stattgefunden; wahrscheinlich .das letztere, weil auch 
die weiter westlich gelegenen Seitenkämme in ihrer Lagerung auf das 
Auftreten einer Verwerfung an dieser Stelle schließen lassen. Am Süd- 
kamme der Rocca S. Caterina stoßen Phyllit und der hangende Quarzit 
der Gneisformation wie Muldenschenkel gegeneinander, schon liegt 
aber bereits etwas Phyllit auf dem Quarzit und am nächsten Seiten- 
kamm, dem der Cima Cadini, bilden die Phyllite bereits eine auf dem 
Gneise liegende kleine Mulde. Den obersten Teil des Grates vom 
Monte Vioz zur Cima Cadini bildet ein daranschließender Sattel, dessen 
Scheitel bei der Rocca S. Caterina auf die Nordseite übertritt, während 
er östlich davon den obersten Teil der südlichen Seitenkämme ein- 
nimmt. Vom Col degli Orsi an westlich bis zur Sforcellina, am Monte 


Geologische Aufnahme des Blattes Bormio—Tonale. 


[23] 


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24 1 Dr. W. Hammer. [24] 


Giumella, Punta S. Mateo, Cima Dosegu und den Seitenkämmen ist nur 
mehr eine einheitlich steil südostfallende Phyllitfolge zu sehen, die 
den Kamm des Gebirges bildet und ihm folgend bis zu den Quellen 
des Noce herabsteigt. 

In dem an den Phyllitbezirk des Hauptkammes südlich sich 
anschließenden Phyllitgneisterrain findet sich auch ein tektonisches 
Element, das der obigen „Leitmulde“ des Hauptkammes an Länge und 
deutlicher Ausprägung entspricht. Es wurde oben von der Mulde des 
Weißenbrunnertales, Schwärzerjoches und des Gleck gesprochen, die 
über dem hinteren Rabbital ausläuft. Ihr entspricht im Süden jene 
Antiklinale von Schichten, in welche das Kirchbergtal und das innere 
Ultental eingeschnitten ist. Ihr Scheitel erreicht bei der Seenplatte 
des Rabbijoches den Kamm. In dem Gehäuge des Gleck und Saßfora 
gegen Bad Rabbi ist sie nicht erkennbar. Es treten hier vielfach 
Störungen durch abnorme Streichungsrichtungen ein; wo dies nicht 
der Fall, neigen sich die Schichten immer mäßig gegen NNW. Erst 
am Kamme zwischen Rabbital und Val della Mare tritt dieser Sattel 
wieder deutlicher auf. In ihm und mit ihm flach aufgewölbt steckt 
hier der mächtige Granitfladen der Cima Verdignana in den Phyllit- 
gneisen. Die Lagerung der Schichten an diesem Granit wurde schon 
oben beschrieben, ebenso die kleine Mulde in seinem Hangenden, die 
den Kamm des Monte Villar und Monte Sole einnimmt. Dieser mächtige, 
weit und flach gewölbte Sattel wird von der unteren Val della Mare 
tief durchschnitten und ist dann an der Westseite des Tales und 
beiderseits der Cima di Vioz deutlich ausgeprägt zu sehen. Von hier 
an gegen West aber steigert sich die Intensität der Zusammenfaltung 
genau analog wie in den Phylliten rasch; im Gehänge ober den Alpen 
von Termenago sind an Stelle des einen Sattels zwei getreten; im 
Val degli Orsi bilden die Gneise einen steil aufgerichteten Sattel und 
eine daranschließende Mulde in den untersten Hängen und noch weiter 
oben im Val del Monte, Val piana, Val Umbria ist vom Kamm bis zum 
Tal herab nur mehr eine jäh aufgerichtete Masse von Phyllit und 
Gneis vorhanden, in der man bei herrschender SO-, beziehungsweise 
SSO-Neigung in den Gneisen an dem stellenweise auftretenden NNW- 
Fallen noch die Andeutungen eng zusammengepreßter Falten sieht. 

Bedeutend weniger klar ist die Tektonik des südlich der Linie 
Rabbi—Cercen—Pejo—Sforcellina liegenden Gebietes, weil hier große 
Störungen den Zusammenhang zerreißen. Vom Cercenapaß an westlich 
liegt, wie schon oben angeführt wurde, auf dem aus Phyllitgneis be- 
stehenden Sattel die Quarzserie von Pejo, welche die Nordseite der 
Tonalegruppe und das Gehänge ober Cogolo aufbaut. Sie gehören in 
dem Gehänge Cercen—Cogolo sicher dem Südschenkel des Verdignana- 
gewölbes an; im Val del Monte aber scheint es mir wahrscheinlicher, 
daß ihre Zugehörigkeit zu diesem Schenkel keine so direkte ist, 
sondern daß eher längs einer Verwerfung eine Teilung dieses Schenkels 
und ein Emporschieben des südlichen Teiles stattgefunden habe, weil 
sie bei ungestörter Auflagerung auf den Gneisen der nördlichen Tal- 
seite in ein so hohes Niveau der Schichten kämen, daß man sie mit 
den Phylliten in Aquivalenz stellen müßte, wogegen andere Gründe 
sprechen. Zudem ist an der Cima Ercavallo tatsächlich eine solche 


[25] Geologische Aufnahme des Blattes Bormio— Tonale. 25 


Verwerfung vorhanden, indem die kleine Kappe von flachliegenden 
Phylliten, die hier noch erhalten geblieben ist, abstößt von den steil 
aufgerichteten Quarziten, die dort im Liegenden der quarzitischen 
Gneise von Pejo zum Vorschein kommen. Diese Verwerfung liegt dort 
genau in der Fortsetzung der Richtung der unteren Val del Monte von 
der Malga Palu abwärts, so daß die Fortsetzung der Verwerfung eben, 
wie vermutet, der Talsohle der Val del Monte folgen würde. 

An der Südseite der Tonalegruppe bilden die Schichten am 
Monte Mezzolo, dem südöstlichen Seitenkamme des Redival, eine deut- 
liche Falte; am Monte Mezzolo selbst liegt der Sattel derselben in 
den mit Pegmatit durchäderten Gneisen und eine entsprechende Syn- 
klinale bilden die nordfallenden Schichten des Monte Mezzolo mit den 
steil südfallenden Schiefern des Redival. Dasselbe ist auch noch an 
der Ostseite der Val di Strino zu sehen. Bereits an der Westseite 
dieses Tales sind die Schichten aber wieder so steil aufgerichtet, daß 
die Falte kaum mehr zu erkennen ist, und in der Val Albiolo neigt 
sich das ganze Schichtpaket steil nach SSO, so daß ein hier durch die 
Val Albiolo und das obere Nocetal vom Tonale bis zum vergletscherten 
Hauptkamm gezogenes Profil durchaus südostfallende Schichten zeigt, 
und erst die Verfolgung der Schichten gegen Osten lehrt, daß es sich 
hier um zusammengeklappte, nach N überkippte Falten handelt, in 
denen aber mangels einer sicheren stratigraphischen Gliederung der 
Gneisformation die einzelnen Sattel- oder Muldenschenkel nicht mehr 
unterschieden werden können. 

In dem weiter östlich gelegenen Teile der Südseite der Tonale- 
gruppe, im Umkreise der Val Saviana, liegt einer jener Bezirke vor, 
wo das Streichen der Schichten quer zu dem sonst hier herrschenden 
verläuft und von denen Beispiele bereits aus den südlichen Ultentaler 
Alpen beschrieben wurden. Der ganze Kamm von der Cima Forzilin 
zur Cima Boai, sein Gehänge in der Val Saviana bis Caccio Dassare 
über Cortina und der Kamm zwischen Val Saviana und Val Verniana 
zeigen ein Streichen der Schichten von NW nach SO, beziehungsweise 
WNW nach OSO. Die Kämme folgen diesem Streichen; am Kamme 
von Cima Forzilin zum Monte Palu, der den Hintergrund der Val 
Saviana bildet, streichen die Schichten wieder mit Ausnahme kleiner 
Schollen NO—-SW und der Kamm verläuft gleich. Wo viele Aufschlüsse 
die Grenzen der Bezirke verfolgen lassen, sieht man, daß der Über- 
sang aus dem einen ins andere Streichen ein bruchweiser ist; es 
findet an der Grenzzone eine Zertrümmerung in ganz kleine Schollen 
statt, die im kleinen das Bild im großen widerspiegeln, indem sie sich 
bald in der einen, bald in der anderen Richtung quer gegeneinander 
sperren, wobei aber auch oft dazwischenliegende Streichungsrichtungen 
auftreten. Auch in der Gegend der Erzvorkommen ober Comasine 
tritt eine Menge kleiner derartiger Störungen auf. 

In noch größerer Ausdehnung treten solche querstreichende 
Regionen in der Tremenescagruppe auf. Ein bemerkenswerter Unter- 
schied tritt aber dadurch ein, daß hier auch allmähliche Übergänge 
von der einen in die andere Streichungsrichtung auftreten. Die ganze 
große Fläche zwischen Malga Tremenesca, Malga Camposecco, Malga 
Polinar, dem Rabbital, Val Salezi und dem Kamme Camueina— Pozze 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (Dr. W. Hammer.) 4 


26 Dr. W. Hammer. [26] 


ungefähr wird von NW—SO bis NNW-—OSO streichenden Schichten 
eingenommen. Im Cercenatale und ober Bad Rabbi lassen die häufigen 
Rutsch- und Zerquetschungserscheinungen in den Pegmatiten und in 
den Phyllitgneisen auf eine bruchweise Trennung schließen ; am Monte 
Polinar wird der Wechsel teilweise auch durch die Einlagerung der 
Granite bedingt. Im Bereiche des Hauptkammes dieser Gruppe sind 
die Streichungsrichtungen mehrfach durch Übergänge miteinander ver- 
bunden und nur in geringerem Maße plötzliche bruchweise Änderungen 
vorhanden. So tritt ein solcher Ubergang im obersten Salezitale durch 
NS streichende Schichten ein, auf den Alpen Valenaja und Valetta 
durch OW streichende Schichten. Die NW— SO streichenden Schichten 
dieses Bezirkes bilden an der Mezzana (Berggipfel zwischen Lago 
Salezi und Lago rotondo) einen steilen Sattel sowie auf der Alpe 
Tremenesca eine kleine Falte, sonst fallen sie durchaus gegen SW 
ein. Ebenso ist das zweite größere querstreichende Gebiet dieser 
Gruppe, nämlich das breite Bergeck zwischen Celentino und Castello, 
durch Übergänge mit den NO—SW streichenden Schichtkomplexen 
verbunden. In der Gegend von Castello sind die Schichten mehrfach 
in quer gegeneinander streichende Schollen verworfen. Betreffs der 
Details sei auf die Kartenskizze verwiesen. Es entsteht durch diese 
Übergänge und verschiedenen Streichungsrichtungen die eigentüm- 
liche Erscheinung, daß die Schichten rings um diese Gruppe in 
einem gebrochenen Kreise herumstreichen, wobei das Fallen mit 
Ausnahme der Strecke Camucina—Mezzana (Dorf) nach innen gerichtet 
ist. Im Innern ist eine analoge halbkreisförmige Krümmung der 
Schichten im Gelände hinter Castello bis zu den Alpen hinauf zu sehen. 
Der nach außen fallende südöstliche Rand bildet mit den nordwest- 
fallenden Schichten des Gehänges des Sass dell’ Anel die Fortsetzung 
der Mulde von Mont dent im Rabbital. (Siehe: Die kristallinen Alpen 
des Ultentales. 1.) 

Als Erklärung dieser eigenartigen Tektonik erscheint mir immer 
noch die Annahme am passendsten, daß sie auf zweimalige gebirgs- 
bildende Bewegungen zurückzuführen ist, die in zwei senkrecht auf- 
einander stehenden Richtungen gewirkt haben. 


W. Hammer: Geologische Aufnahme des Blattes Bormio—Tonale. ee 


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1 eichenerklärung: 
a — 4 ‚Steinen. Fallen 2 
ln en I eyRiope gn — Gemeiner Gneis und Gneisglimmerschiefer. — pgn = Phyllitgneis. — q — Quarzit, Quarzitschiefev und Grauwacke (in der Pejoserie). — K — Kristalliner Kalk. — 
Tonalenass B: ? a —= Amphibolit. — Ph = Phyllit. — 9” = Granit. — P — Pegmatit. — e — Eis und Firn. 
Maßstab der Profile: 1:90.000. — Maßstab der Kartenskizze: ungefähr 1:150.000. 
Tektonische Kartenskizze. x x Dieser Teil des Profils verlauft im Streichen der Schichten. 


Jahrbuch der k. k. geologischen Reichsanstalt, Band LV, 1905. 
Verlag der k. k. geologischen Reichsanstalt, Wien, III., Rasumofskygasse 23. 


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Säugetierreste von Wies. 


Von A. Hofmann. 
Mit einer Lichtdrucktafel (Nr. II). 


Gelegentlich der Besichtigung der Neuerwerbungen der letzten 
Jahre an der k. k. montanistischen Hochschule in Leoben wurden 
mir vom Herrn Hofrat H. Höfer auch die Säugetierreste von Steier- 
mark vorgezeigt, unter welchen sich auch zwei neue Funde von Wies 
befanden. 

Da ich seit Dezennien den miocänen Säugetieren der Steier- 
mark ein besonderes Interesse entgegenbringe, so wurden mir diese 
Reste mit der größten Zuvorkommenheit vom obgenannten Herrn zur 
Präparation und Bestimmung übergeben, wofür ich an dieser Stelle 
mich der angenehmen Pflicht entledige und hierfür meinen Dank ab- 
statte. 

Von Wies direkt sind uns, abgesehen von den seinerzeit häufig 
vorkommenden Resten von Mastodon angustidens, keine weiteren Säuge- 
tierreste bekannt, weshalb ich die mir vorliegenden Funde einer 
kurzen Besprechung unterziehe und zum Teil auch abbilde. 

Der eine Rest gehört einem biberähnlichen Nager an, das ist 
Steneofiber (Chalicomys) Jaegeri Kaup. sp., und der andere stammt 
von einem Vorfahren unserer Dachse ab. 

Vom steneofiber Jaegeri liegt ein zerdrücktes Schädelfragment 
mit zum Teil erhaltener Bezahnung vor. 

Der rechtseitige Nagezahn, so auch die fast komplette link- 
seitige Oberkieferzahnreihe weisen die Charaktere dieser Art auf, 
bieten aber nichts Neues, weshalb von einer neuerlichen eingehenderen 
Beschreibung abgesehen werden kann. 


Trochietis cf. hydrocyon P. Gerv. 
Tafel II, Fig. 1—5. 


Das in der lignitartigen Kohle eingebettete Schädelstück war 
bis auf die Dieke der Kieferkörper zusammengepreßt; leider wurde 
dann noch bei der versuchten mechanischen Präparation das Fossil 
stark beschädigt, indem die Zähne zerklüftet und zum Teil zersprengt 
wurden. Die chemische Präparation erwies, daß fast der ganze Vorder- 
schädel mit beinahe der kompletten Bezahnung in die Kohle zur Ab- 
lagerung gelangte. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (A. Hofmann.) 4* 


* 


28 A. Hofmann. [2] 


Vom 
Oberkiefer 


liegen vor: das in Fig. 1 abgebildete Schädelfragment mit den Eck- 
zähnen und dem zweiten Prämolar, ein stark beschädigter Reißzahn 
und der linkseitige Molar. 


Die Inzisive auf Fig. 1 sind nur durch ihre Wurzeln repräsentiert. 
In den Fragmenten fand sich ein Schneidezahn vor, der als J, zu 
deuten wäre; er ist sehr abgenutzt und zeigt annähernde Größe wie 
der gleiche Zahn bei Meles.. Die Eckzähne sind konisch, seitlich 
komprimiert, sanft nach rückwärts gebogen und mit einer feinen 
Längsfältelung des Schmelzbleches versehen; am Wurzelhalse mißt 
der Durchmesser von vorn nach hinten 9 mm, von außen nach innen 
7 mm. Die Länge der Eckzähne vom Wurzelhalse bis zur Spitze 
dürfte 20 mm betragen haben. 


In Fig. 1 folgte direkt auf den Eckzahn, kaum 1 mm Zwischen- 
raum, der einwurzelige erste Prämolar; dieser ist am rechtseitigen 
Kiefer durch eine mit kohliger Substanz ausgefüllte Alveole und 
linkerseits durch die noch sitzende Wurzel angedeutet. 


Der zweite Prämolar (Fig. 1, Taf. II) stellt einen etwas seitlich 
(von innen nach außen) komprimierten Kegel dar, dessen hintere Zahn- 
kante einen schwachen Zacken trägt; die ganze Zahnkrone ist von 
einem deutlichen Basalwulst umsäumt, der insbesondere auf der Innen- 
seite stark entwickelt ist. Die Länge dieses Zahnes beträgt zirka 
S mm, die Breite 5'’5 mm. 

Der Reißzahn, der nur in einem größeren Fragment vorliegt, 
muß ziemlich stark gewesen sein, wenigstens kann nach dem inneren 
grubigen Talon hierauf geschlossen werden. 


Der dem Reißzahn folgende Molar zeigt einen rechteckigen Quer- 
schnitt; die Außenseite trägt zwei starke Höcker und innen einen 
ziemlich breiten vertieften Talon, der von einem Basalwall umgeben 
ist. Innerhalb dieses Talons ist etwa in der Mitte der rückwärtigen 
Seiten ein Sekundärhöcker vorhanden. 


Dieser Zahn bildet etwa die Mittelform zwischen Plesictis und 
Martes bei einem annähernden Größenverhältnisse wie bei unserem 
Dachse Meles. Die Länge beträgt 10 mm und die Breite 14:5 mm. 

Der Bau und auch die Größe dieses Molars entspricht dem 
unteren mit einem langen Talon versehenen Reißzahn vollkommen, 
wie es bei Trochictis im Hinblicke auf den unteren Carnassiere bis 
nun vorausgesetzt wurde; es findet die Diagnose Schlossers (l. c. 
pag. 126) ihre Bestätigung. j 

Bis nun war uns die Bezahnung des Oberkiefers unbekannt, 
denn alle bis jetzt in Sansan, Käpfnach etc. vorgefundenen Reste 
der Trochictis-Arten machen uns nur mit der Unterkieferbezahnung 
vertraut. 

Daß dieser Zahn nicht durch Zufall, durch etwaige Einschwemmung 
unter diese Fragmente gelangte, ist wohl als ausgeschlossen anzu- 
nehmen, da nach der Lage der Bruchstücke der verdrückten Knochen 
nur der Schädel eines Individuums vorliegen kann. 


[3] Säugetierreste von Wies. 24 


Vom 
Unterkiefer 


sind beide Äste (Fig. 2-5, Taf. II) erhalten, die noch leidlich die 
Bezahnung dieser Art erkennen lassen. 


Die plumpen Unterkieferäste zeigen neben dem Ecekzahn die 
randlichen stumpfen Schneidezähne, die nicht ganz intakt sind. 


Die Eckzähne (Fig. 2--5, Taf. I) sind konisch, seitlich etwas 
gedrückt, nach hinten stark gebogen, am Wurzelhalse stark verdickt, 
das Schmelzblech mit zahlreichen Runzeln versehen; die Wurzel ist 
komprimiert. Die Länge der Eckzähne beträgt 10 mm bei einer Breite 
von 7 mm. 


Die Prämolarreihe besteht im ganzen aus vier Prämolaren. 


Der erste Prämolar ist am rechten Unterkieferaste durch eine 
mit kohliger Substanz ausgefüllte Alveole angedeutet. Aus den uns 
überlieferten Fragmenten des zweiten bis vierten Prämolars des 
linken Astes (Fig. 4 und 5, Taf. II) ist ersichtlich, daß dieselben dicht 
einander folgten. 


Alle Prämolare haben gleiche Form, vom zweiten bis vierten 
Prämolar an Größe und Höhe erheblich zunehmend und alle tragen 
an der hinteren Zahnkante einen schwachen Nebenzacken und alle 
sind von einem kräftigen Basalwulste umsänmt. 

Am vierten Prämolar steigt aus dem Basalwulste auch an der 
Vorderkante ein kleiner Nebenzacken empor. 


Die Messungen der einzelnen Prämolare ergaben folgende 
Resultate: 


P, P, P, 
Bangen. ‘" Ars a 10.0 mm 
Breite: ..., 7) 5:05 


Vom unteren Reißzahn ist nur der Vorderzacken erhalten (Fig. 3, 
Taf. II) der sich als eine Schneide darstellt; nach den vorhandenen 
Bruchflächen dürfte dieser Zahn einen Innen- und einen Außenzacken 
besessen haben, sowie auch einen Talon, denn die rückwärtige Wurzel 
ist weit hinten gelegen. Die Länge muß über 12 mm betragen haben. 
Aus den angedeuteten und vorhandenen Zähnen resultiert die 
Zahnformel: 
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3 J 1 Ü ri Pı 5 M 


ziehen wir noch die weiteren Merkmale dieser Zähne in Betracht, so 
kann dieser Rest nur einer Trochictis-Art angehören. 

Von den bekannten Trochictis-Arten sind in erster Linie jene 
von Sansan, die Gervais (Zoolog. et Pal. franc.) und Filhol (Annal. 
Se. geol. XXI, 1891) beschreiben und abbilden, zum Vergleiche heran- 
zuziehen. 


30 A. Hofmann. [4] 


Unter diesen stellt sich am nächsten T’rochietis hydrocyon sowohl 
im Hinblicke auf den Bau wie auch auf die Maßzahlen der einzelnen 
Zähne, so auch der ganzen Zahnreihe. Die Länge der ganzen Zahn- 
reihe mißt bei Trochictis hydrocyon von Sansan 45 mm, beim vor- 
liegenden Fossil 43 mm ohne dem ersten Prämolar, der wahrschein- 
lich nicht viel mehr und auch nicht weniger als 2 mm betragen 
haben mag. 


Hinsichtlich der Höhe des massiven Unterkiefers stimmt unser 
Stück auch recht gut mit den Abbildungen dieser Art von Sansan. 


Aus dem Devon- und Kulmgebiete östlich von 
Brünn. 


Von Dr. Franz E. Suess. 


* Mit einer Kartenskizze und 4 Figuren im Text. 


1. Querverwerfungen im Gebiete der Devonkalke. 


Die altpaläozoischen Faltenzüge der Sudeten, welche in Mähren 
und Schlesien das Niedere Gesenke und im Westen der Olmützer 
Ebene das Plateau von Drahan zusammensetzen, enden plötzlich 
unweit Brünn an den Gesteinen der ausgedehnten Eruptivmasse. 
Das Tal der Zwittawa von Blansko abwärts liegt bereits ganz in den 
sranitischen Tiefengesteinen. Der östliche Plateaurand über der tief- 
eingesenkten Erosionsfurche besteht aber noch aus devonischen Kalken. 

Zwischen dem Kalke und dem Granit ist ein stellenweiser unter- 
brochener und wechselnd breiter Saum von roten Sandsteinen, Quarz- 
und Granitkonglomeraten eingeschaltet, welche aus Gründen der 
Lagerung den fossilführenden Schiefertonen von Petrowitz bei Raitz 
gleichgestellt und zum Unterdevon gerechnet wurden). 

In dem 3—5 km breiten Kalkzuge, der von Sloup bis zum 
Hadyberge bei Brünn südwärts zieht, sind — wie schon seit längerer 
Zeit bekannt ist — sowohl Mitteldevon (Stringocephalen-Querschnitte) 
als auch Oberdevon?) (Clymenienkalke am Hadyberge), vertreten. 
Vermutlich gehören auch die Kramenzelkalke und die dunklen Kalk- 
schiefer von Kiritein und Ostrow weiter im Norden zum Ober- 
devon®). Im westlichsten Vorsprunge des Kalkgebietes am Hady- 
berge, und zwar in einem am Waldrande im Gehänge über der 
Zwittawa gelegenen Steinbruche, sind die obersten Lagen mit den 
Clymenien aufgeschlossen. Es sind dunkle schiefrige Knollenkalke; die 


!) A. Makowsky. Der petrefaktenführende Schieferton von Petrowitz in 
Mähren, Verhandl, d. naturforsch. Vereines Brünn, Bd. XI, 1872, pag. 107. — Von 
manchen Autoren wird diese Bildung schlechtweg als „Old red“ bezeichnet. Ich 
glaube jedoch, daß man diese relativ spärlichen Sedimente mit den marinen Fossilien 
von Petrowitz nicht ohne weiteres den viele tausend Fuß mächtigen Süßwasser- 
bildungen, welche in England das ganze Devon umfassen, gleichstellen darf. 

?) A. Rzehak. Oberdevonische Fossilien in der Umgebung von Brünn. 
Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1891, pag. 314. 

®) L. v. Tausch. Über die kristallinischen Schiefer- und Massengesteine 
sowie über die sedimentären Ablagerungen nördlich von Brünn. Jahrb. d. k. k. 
geol. R.-A. 1895, pag. 354. 


Jahrbuch d.k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (Dr. Fr. E. Suess.) 


39 Dr. Franz E. Suess. [2] 


einzelnen Knollen sind in der Regel bis zur völligen Unkenntlichkeit 
zerdrückte Clymeniensteinkerne. Diese Schichten sind innig ver- 
gesellschaftet mit plattigen oder dünnschiefrigen schwarzen Kalken 
und man kann vermuten, daß ähnliche schwarze Kalkschiefer an 
anderen Lokalitäten ebenfalls zum Oberdevon gehören. Man findet 
sie z. B. wieder in sehr stark gestörten Schichtstellungen nahe der 
oberen Kante des Südabfalles des Hadyberges, etwa 500 m ostwärts 
von den Steinbrüchen am westlichen Rande, ferner in einzelnen 
kleinen Aufschlüssen an den Fußwegen in der Waldparzelle östlich 
vom Kleidovka-Wirtshause. Ahnliche Beschaffenheit zeigen einzelne 
Lagen der Kalke bei Horakow im Osten; dann auch die dunklen 
Kalke, die in kleinen Aufbrüchen unweit der Straße von Lösch nach 
Latein aufgeschlossen sind. In den Kalkbrüchen, welche zwischen 
Bellowitz und Latein aus marinem Tegel hervorblicken, liegen Bänke 
von schwarzem Kalkschiefer mit steilem (30—50°) Einfallen gegen SSO 
auf massigem hellgrauen Kalke des Mitteldevon. Die Kalke zu beiden 
Seiten der Straße gegen Ochos und im Gebiete von Mokrau und Hos- 
tienitz, im allgemeinen hell- bis dunkelgrau und grobgebankt, können 
auch stellenweise schwarz und schiefrig werden. Die petrographischen 
Gegensätze sind jedoch meistens nicht so scharf und die Unterschiede 
in der Färbung sind — zum Teil wenigstens — auf spätere Bleichung 
an der Oberfläche zurückzuführen, und eine sichere Abgrenzung der 
oberdevonischen von den mitteldevonischen Kalken wird sich in dem 
Gebiete kaum durchführen lassen. 

Die Lagerung des Devonkalkes ist durchweg stark gestört. 
Ungestörte horizontale Schichtstellung findet sich nirgends. Die Regel 
sind Fallwinkel von 390—50°; und noch steilere Schichtstellungen sind 
nicht selten. Im geologischen Kartenbilde treten einige Querver- 
werfungen besonders deutlich hervor. 


1. Die Mokrauer Verwerfung. Beim Dorfe Mokrau bildet 
die Grenze zwischen den Kalken und den Kulmkonglomeraten eine 
weit gegen SO vorspringende Ecke. Der Kalk reicht noch bis auf 
die in der Spezialkarte als „Lichy“ bezeichnete Höhe in der Richtung 
gegen Posorzitz. Die von hier in sanftem Bogen gegen Nord, gegen 
Hostienitz, verlaufende Strecke ist die stark gestörte Auflagerungs- 
grenze des transgredierenden Kulm. In den hellgrauen oder dunklen, 
srobgebankten Kalken, welche die westlichen Höhen des Mokrauer 
Waldes einnehmen, beobachtet man an mehreren Stellen Nordsüd- 
streichen und ca. 40° östliches Einfallen. In den großen Steinbrüchen 
westlich von Hostienitz fallen die groben Kalkbänke mit ebenen 
Schichtflächen unter einem Winkel von 50— 60° gleichmäßig gegen 
Ost, nur stellenweise sind die Bänke etwas gebogen und gefaltet. 
Steil gegen Ost geneigte, ja selbst fast senkrechte Schichtstellung 
kann man auch noch in der engen Kalkschlucht wahrnehmen, die 
von hier zum Rziezkatale hinabführt; unmittelbar nördlich und östlich 
der oberen Rziezkamühle ragen die weißen, felsigen Schichtköpfe 
des Kalkes steil empor über die roten Sandsteine des Unterdevon. 

Die von der Ecke bei Mokrau gegen NW verlaufende Grenze 
wird olıne Zweifel durch einen Quersprung gebildet. Die massigen 


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und Kulmgebiete östlieh von Brünn, 


Aus dem Devon- 


[3] 


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5 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (Dr. Fr. E. Suess.) 


34 Dr. Franz E. Suess. [4] 


und wenig geschichteten hellgrauen Kalke der Steinbrüche im Dorfe 
Mokrau sind von vielen Cleavageflächen durchzogen und zerklüftet. 
Dünnplattige Druckschieferung begleitet häufig die Cleavageflächen, 
welche keine bestimmten Richtungen und keine konstanten Neigungs- 
winkel einhalten. Die Schichtung ist weniger deutlich als in den 
Kalken bei Hostienitz; sie fällt, wie man an einzelnen Bänken be- 
obachten kann, mit 40° gegen Ost. 

Die Kalkgrenze verläuft entlang dem Waldrande rechts ober- 
halb des Weges zum Mokrauer Jägerhause. Das Streichen der Kalk- 
bänke hat sich knapp am Bruche gegen Nordwest mit Südwestfallen 
gewendet und die am erwähnten Wege anstehenden Kulmschiefer 
besitzen im Dorfe Mokrau noch das allgemein herrschende Nordsüd- 
streichen, in der Richtung gegen das Jägerhaus werden sie aber 
ebenfalls in die Richtung der Verwerfung gedreht und fallen mit 
ca. 300 gegen SW. 

Das Mokrauer Jägerhaus liegt knapp an der Verwerfung; auf 
den Wegen nordwärts in den Wald trifft man sogleich auf den an- 
stehenden Kalk, dessen Bänke hier ebenfalls nordwestlich, parallel . 
der Verwerfung streichen, während der Waldboden zunächst dem 
Jägerhause übersät ist mit den Gneis- und Quarzgeröllen aus dem 
Kulmkonglomerat. 

In dem kleinen Graben aber, über den der Weg von Mokrau 
zum Jägerhause führt, und zwar etwas nördlich und aufwärts am 
Waldrande, ist eine kleine Partie von rotem Sandstein des Unterdevons 
anstehend aufgeschlossen. Folgt man dem Graben aufwärts in den 
Wald, so trifft man Blöcke von Sandstein und Quarzkonglomerat, die 
etwa 500 m weit anhalten. Dann mengen sich im Waldboden bereits 
die Quarzgerölle der Konglomerate mit den Kalkblöcken und verlieren 
sich auf der Höhe gänzlich. Ein kleiner nordsüdlicher Zug von Unter- 
devon ist somit an dieser Stelle durch Auffaltung oder Verwerfung 
zwischen den Kalken zutage gebracht. 

Auf der kurzen Strecke vom Jägerhause zur Bielker Mühle 
führt der Fahrweg nur durch nordsüdstreichenden Kalkstein. Die 
Grenze gegen den Kulm liegt südlich im Graben und ist durch 
Gehängeschutt verhüllt. 

Im Rziczkatale, zwischen der unteren Rziezkamühle und der 
Bielker Mühle, erreicht dieser Streifen von Devonkalk seine West- 
grenze. Er bildet noch einige Felsen auf der steilen rechten Tal- 
seite und macht dann den Sandsteinen und Quarzkonglomeraten des 
Unterdevon Platz. Im Süden der Verwerfung hält aber noch der 
Kulm an in Form von grauen Sandsteinen, Grauwacken und Kon- 
glomeraten, so daß in dieser Talstrecke Kulm und Unterdevon 
unmittelbar aneinander grenzen. 

In einer Biegung durchschneidet der Bach zweimal die Ver- 
werfungsgrenze. Knapp oberhalb der Bielker Mühle verläßt er den 
Kalk und tritt in den Kulm. Er wird anscheinend durch die Verwerfung 
segen Nordwest abgelenkt. Doch findet sich am rechten Ufer etwa 
200 Schritte unterhalb der Mühle, knapp am Bache, ein Aufschluß 
mit anstehender Kulmgrauwacke, während am Fahrwege, der über 
den Kamm nach Ochos führt, gleich unten der rote Sandstein des 


[5] Aus dem Devon- und Kulmgebiete östlich von Brünn. 35 


Unterdevons ansteht und auch in der konvexen Biegung bis an den 
Bach herabreicht. Am steilen Westabhange der wieder gegen Süd 
gerichteten Talstrecke und auch an dem markierten Fußwege gegen 
Lösch kann man noch in einer ziemlichen Strecke im Gehänge an- 
stehende Kulmgrauwacke nachweisen. In dem Graben, der nordwest- 
wärts zur Straße hinaufzieht, sind die Gneisgerölle der Kulm- 
konglomerate verstreut über anstehendem Unterdevon. Es kann kein 
Zweifel darüber bestehen, dab sich die Verwerfung mit Beibehaltung 
der bisherigen Richtung auf der anderen Talseite zwischen Kulm und 
Unterdevon fortsetzt. 

In den nordwärts ansteigenden Waldschluchten bei der Bielker 
Mühle trifft man bald wieder auf den Kalk, es ist die an der Ver- 
werfung verschobene Fortsetzung des Zuges von Mokrau. Hier ist der 
Zug bedeutend schmäler. Die Verwerfung liegt hier zwischen dem 
Kalke und dem sehr verbreiterten Unterdevon; sie quert die Straße 
zwischen dem Bildstocke und der scharfen Kurve SO vom Kanitzer Berg 
(Kote 471). Quarzsandsteine und Konglomerate nehmen den ganzen 
Kanitzer Berg ein, stehen an der Straße an und werden auf den von 
der Straße zum Rziczkatale hinabführenden Wegen angetroffen; hier, 
ebenso wie der benachbarte Kalk, mit steil ostfallender Schichtung. 

Schwieriger wird die Abgrenzung in den steilen Abhängen und 
Gräben, die in das tiefe Tal der Zwittawa hinabführen. Hier ist auf 
größere Strecken alles durch abgestürztes Blockwerk verkleidet und 
Kalkschutt füllt noch tiefere Talmulden, wo ohne Zweifel bereits 
Sandstein oder auch schon Granit ansteht. 


2. Die Dislokation von Horakow. An der Straße von 
Mokrau nach Horakow, und zwar bereits in der Nähe des letzteren 
Ortes, befindet sich ein kleiner Aufbruch von dunklem, schiefrigem 
Devonkalk; die Schichten stehen fast senkrecht und streichen NW — SO 
in der gleichen Richtung wie die Mokrauer Verwerfung. Im Süden 
grenzt die etwa 50 Schritte breite Kalkpartie an Kulmkonglomerat. An 
der Nordgrenze ist auf eine kleine Strecke Kulmschiefer aufgeschlossen. 
Auf der westlichen Talseite gegenüber von diesem Aufbruche liegen 
auffallend große Kalkblöcke auf dem Kulmkonglomerat. Sie stehen nicht 
im Zusammenhange mit dem größeren Kalkzuge im Dorfe Horakow. 

Im unteren Teile des Dorfes Horakow, zunächst der Straße, 
zieht ein Graben aufwärts in nordwestlicher Richtung; er bildet 
zugleich die Grenze zwischen Kalk und Kulmgrauwacke. Schwarze 
Kalkschiefer, in kleinen Brüchen aufgeschlossen, fallen steil östlich 
unter den Kulm. Größere Steinbrüche in demselben Kalk befinden 
sich oberhalb des Dorfes in dem nächsten südlicheren Graben; hier 
sind die Kalkbänke stellenweise aufgewölbt und gefaltet, im großen 
scheinen sie jedoch östliches Einfallen mit zirka 40° festzuhalten. 

Auf der Höhe, im Horakower Walde, läßt sich der Kalkzug 
nicht mehr gut verfolgen. Hier sind viele verstreute Kalkblöcke ver- 
mengt mit den reichlich verschleppten Geröllen des Kulmkonglomerates. 
Deshalb gelang es mir nicht, mit Sicherheit festzustellen, ob dieser 
Kalkzug im Zusammenhange steht mit dem Kalkgebiete, dem die 
steilen Felsen im Rziezkatale angehören. 

5* 


36 Dr. Franz E. Suess. [6] 


3. Die Hadybergverwerfung. Wenn man von einer der 
Kuppen in der Umgebung von Julienfeld, etwa vom Fredamberge 
aus, nordwärts blickt gegen den Hadyberg, gewinnt man den Eindruck, 
wie wenn dort eine mächtige Kalkplatte ziemlich ungestört dem Granit 
der Brünner Eruptivmasse aufruhen würde; im Grunde des Tales, 
welches von Malomierzitz zum Kleidovka-Wirtshause und zur Ochoser 
Straße führt, steht der Granit an und die höheren Gehänge werden 
von Kalk gebildet. Bei einer genaueren Begehung erkennt man aber, 
daß auch hier Kalk und Granit durch eine NW-SO streichende Ver- 
werfung begrenzt werden, welche im nördlichen Abhange des Tales 
fortstreicht. 

In der Umgebung von Lösch sind die Grenzen von Kulm und 
Devon gegen den Granit teils durch eine mächtige Lößdecke, teils 
durch miocäne Sande und Schotter verdeckt. Letztere sind sehr ver- 
breitet auf den Höhen und in den Gräben zwischen Lösch und dem 
Mordowa-Meierhofe und finden sich in Form kleiner Erosionsreste 
wiederholt auf dem Granitgebiete im Westen der Straße. Wie fast im 
ganzen Miocängebiete der Umgebung von Brünn gehören auch hier 
zum wesentlichen Bestande der Sande und Schotter zahlreiche Trümmer 


Fig. 2. Aufsehlüsse an der Strasse unterhalb des Kleidovka-Wirtshauses. 


von Hornstein, welcher der zerstörten Transgressionsdecke des mitt- 
leren und oberen Jura entstammt. Außer den bekannten Schollen 
von Jurakalk in der Umgebung von Julienfeld und Latein befindet 
sich noch ein kleiner, größtenteils in loses Blockwerk aufgelöster Rest 
knapp unter dem Gipfelpunkte des Hadyberges in der Richtung gegen 
das Jägerhaus!). 

In der Umgebung des Kleidovka-Wirtshauses zu beiden Seiten 
der Straße wird der Devonkalk in zahlreichen Steinbrüchen abgebaut; 
die Kalkbänke fallen allenthalben ziemlich gleichmäßig mit 40—50° 
gegen Ost. Im südlichsten Steinbruche, welcher knapp an der Straße 
etwa 300 Schritte unterhalb des erwähnten Wirtshauses gelegen ist, 
bricht der Kalk steil riffartig ab. Grober tertiärer Sand mit einzelnen 
Schotterlagen und Tegelschmitzen, mit eingestreuten Blöcken von Jura- 
kalk und Hornstein ist dem Kalke unmittelbar angelagert. Infolge 
ursprünglicher Ablagerung auf geneigtem Gehänge fällt seine deutliche 
Schichtung ziemlich steil gegen die Kalkwand (Fig. 2). 


!) A. Makowsky. Verhandl. d. naturw. Vereines Brünn, Bd. 32, S. 1894, 
pag. 36. 


[7] Aus dem Devon- und Kulmgebiete östlich von Brürn. 37 


Nur etwa 90 Schritte südlich von diesem Punkte wurde in kleinen 
Aufgrabungen, in denen offenbar ebenfalls nach Kalk geschürft worden 
war, bereits anstehender Granit angetroffen. Es ist ausgeschlossen, 
daß der ostfallende Kalk dem in Süden anstehenden Granit aufliegt. 
Entlang der Verwerfung, an der Grenze zwischen beiden Gesteinen, 
mag sich in vormiocäner Zeit eine Kluft oder eine Erosionsrinne be- 
funden haben, welche später durch die Meeressande und die Zer- 
störungsprodukte der Juraplatte verschüttet wurde. 


Ähnliches gewahrt man auch an der Westseite der Straße, im 
oberen Einstieg in das Tal, welches nach Malomierezitz hinabführt. 
An einen Aufbruch, in welchem grobgebankter grauer Devonkalk 
mit 40° Ostfallen bloßliegt, schließt unmittelbar grober tertiärer Sand 
an. Dieser hält an auf eine Strecke von etwa 50 Schritten, dann 
blickt bereits der grobe Granitgrus aus dem Gehänge. Kalk und Granit 
liegen auch hier in gleicher Höhe. Von Quarziten oder Sandsteinen 
des Unterdevons ist keine Spur wahrzunehmen. 


Während die Talfurche im Bogen gegen Süden ablenkt, streicht 
die Verwerfung allem Anscheine nach geradlinig fort gegen Nordosten, 
bleibt aber zum großen Teile durch Gehängeschutt, herabgestürzte 
Kalkblöcke und Tertiärschotter verdeckt. An dem Fahrwege, welcher 
von dem Brunnen nächst dem erwähnten Kalkbruche ostwärts am 
Gehänge fortführt, steht noch ziemlich hoch hinauf Granit an. Kalk- 
stein folgt sehr nahe darüber. Bald trifft man auf einen breiten 
Streifen von quarzreichem Tertiärschotter; dazwischen liegen viele 
Blöcke von hartem Konglomerat, bestehend aus Geröllen von Quarz 
und Jurahornstein. Es scheint, daß sie hier, ebenso wie oben an der 
Straße, eine Zwischenlage oder Kluftausfüllung an der Grenze von 
Kalk und Granit bilden. Der weitere Abhang ist durch Kalkschutt 
verhüllt, bis eine tiefere Erosionsschlucht wieder den Kalk knapp 
über dem Granit bloßlegt, ohne daß von unterdevonischen Gesteinen 
etwas zu bemerken wäre. Hier kann man recht deutlich sehen, daß 
der Kalk nicht dem Granit auflagert; denn im oberen Teile dieser 
Schlucht, wo ein Fahrweg kreuzt, sind dunkle Kalkschiefer (Ober- 
devon?) in senkrechter Stellung mit nordsüdlichem Streichen aufge- 
schlossen (Fig. 5). In einem weiter östlich gelegenen Steinbruche sind 
dieselben Gesteine in flachere Falten gelegt; hier wird auch stellen- 
weise ostwestliches Streichen mit Nordfallen beobachtet. 


Erst unter der am weitesten nach Westen vorgeschobenen Ecke 
des Kalkgebietes, unter den großen Steinbrüchen mit den Kalk- 
breccien, wo sich das Gehänge bereits zum Zwittawatale wendet, 
finden sich Spuren der unterdevonischen roten Sandsteine und Kon- 
glomerate, wie es scheint, mit geringer Neigung unter den Kalk 
einfallend '). Doch ist weder die unmittelbare Auflagerungsfläche des 


1) Sie sind jedoch nur spärlich und nicht in so großer Ausdehnung auf- 
geschlossen, als man nach der Darstellung von H. Bock vermuten sollte. Jahrb. 
d. k. k. geol. R.-A. 1902, pag. 263, Fig. 5. Unter der Hauptmasse der Kalke liegen 
reichliche Splitter eines harten, etwas phyllitischen Kalkschiefers, wie er in der 
Nähe der Bruchlinien (zum Beispiel bei Josefstal) aus dem Kalke entstehen kann. 
Ein Mergelschiefer wurde nicht gefunden. 


38 Dr. Franz E. Suess. [8] 


Kalkes auf dem Unterdevon noch die des letzteren auf dem Granit 
bloßgelesgt. 

Die Verwerfung unterhalb des Kleidovka-Wirtshauses an der 
Straße trifft die Oberfläche in einer Seehöhe von 360 m, während 
die untere Grenze des Kalkes im Westen über der Zwittawa etwa in 
der Höhenkote 300 liegt!). Gegen Norden, im Gehänge gegen die 
Zwittawa, steigt die Grenze wieder an bis zu 350 m. Diese Unregel- 
mäßigkeiten können nicht gut durch die Unebenheiten einer ursprüng- 
lichen Auflagerungsfläche erklärt werden, da sich die Kalkschichten 
nicht einer solchen Oberfläche anschmiegen, sondern in den meisten 
Aufschlüssen mehr oder weniger steil gegen Osten geneigt sind. 


Fig. 3. Senkrecht gestellte Kalkschiefer über der Granitgrenze. 
Nordabhang des Hadyberges. 


Wo die Kalkgrenze im Hadywalde weit zurückspringt bis nahe an 
die Straße, erhebt sich der Sandstein des Unterdevons bis zur 400 m 
Höhenkote. Am Kanitzer Berge jenseits der Mokrauer Verwerfung 
erreichen die unterdevonischen Gesteine die Seehöhe von 471 m. Von 
hier aus vollzieht sich ein staffelförmiges Absinken der devonischen 
Bildungen gegen Süden bis zu den isolierten Kalkpartien südlich von 
Lösch und bei Bellowitz, welche sich in Seehöhen von 280 und 
260 m befinden. | 


') Nach den Höhenkoten der Originalaufnahme des militärgeographischen 
Instituts im Maßstabe 1:25.000. 


[9] Aus dem Devon- und Kulmgebiete östlich von Brünn, 39 


4. Kleinere Aufschlüsse von Devonkalk im Süden. 
In der Talfurche südlich von Lösch, und zwar rechts unterhalb der 
Straße nach Latein ist dunkler, vermutlich oberdevonischer Kalk in 
einigen kleinen Steinbrüchen auf eine Länge von etwa 300 m auf- 
geschlossen. Die Umgebung ist unter einer einförmigen Lößdecke ver- 
hüllt. Die Kalke fallen mit einem Winkel von 35° gegen SO; eine 
kleine Partie schwarzer Kalkschiefer am Südende des Aufschlusses 
mit nordsüdlichem Streichen steht fast senkrecht. 

Weitere Aufschlüsse, in denen ebenfalls Schotter gebrochen wird, 
sind noch weiter gegen Südost vorgeschoben, in der flachen Mulde zwischen 
Latein und Bellowitz. Ein größerer Steinbruch liegt etwa 300 Schritte 
südlich der Reichsstraße; hier ist miocäner Tegel mit einer Bank 
von Östrea crassissima der unregelmäßigen Oberfläche des Kalkes un- 
mittelbar aufgelagert. Wie bereits erwähnt wurde, liegt hier auf 
hellgrauem massigen Kalkstein ein plattiger, bankweise geschieferter 
schwarzer Kalk mit steilem Fallen gegen SSO. — Die kleineren, 
noch weiter gegen Süd gelegenen Steinbrüche bestehen aus ähnlichen 
schiefrigen Kalken, grau bis schwarz, stark bituminös mit knolliger 
Oberfläche, weiß oder auch rot verwitternd, dichtplattig und auch mit 
ganz dünnschiefrigen Zwischenlagen ; sie streichen fast ostwestlich mit 
sehr steilem Südfallen, manchmal auch mit senkrechter Schichtstellung; 
auch Faltungen, fächerförmige Verbiegungen und örtliches Nordfallen 
können beobachtet werden; dazu kommen noch zahlreiche Rutsch- und 
Harnischflächen und verruschelte Streifen im Kalke. 

Diese Kalkaufbrüche liegen nicht in der Fortsetzung des Devon- 
zuges vom Hadyberge. Sie scheinen staffelweise gegen Südost verschoben. 
Der kleine Granitaufschluß an der neuen Straße von Julienfeld nach 
Lösch zeigt an, daß die Grenze gegen den Kalk durch die Hadyberg- 
Verwerfung gegen Ost verschoben ist. Die Kalke bei Bellowitz er- 
scheinen dort, wo man die Fortsetzung der Kulmgebiete von Lösch 
und Kritschen vermuten würde. Es liegt nahe, anzunehmen, dab 
weitere Verwerfungen, etwa parallel jener des Hadyberges, diese Ver- 
schiebung bewirken. Zugleich mit dieser Verschiebung gegen Südost 
vollzieht sich, wie erwähnt wurde, ein staffelweises Absinken der 
Kalkschollen gegen Süd. 


5. Fortsetzung der Verwerfungen gegen Norden. Un- 
mittelbar nördlich der Mokrauer Verwerfung gewinnen die Sandsteine 
und Konglomerate des Unterdevons plötzlich große Verbreitung; vom 
Kanitzer Berge, wo sich die Schichtstellung nicht gut nachweisen läßt, 
erstrecken sie sich quer über die Ochoser Straße bis in das Reziczka- 
tal, mit einer Breite von mehr als 3 km; gegen Norden aber erreicht 
das Unterdevon sehr rasch sein Ende. Wo die Straße sich im Bogen 
gegen Ochos wendet, noch im Kartenblatte Brünn, in einer Höhe von 
400 m, steht bereits wieder Granit an, und zwar sowohl an der Straße 
als auch auf den Ackern im Osten, bis nahe zum Waldrande, und 
in den Gräben im Westen. Steigt man vom Gipfel des Kanitzer 
Berges nordwärts hinab, gegen das Tal unterhalb der Dörfer Ochos 
und Kanitz, so trifft man auch dort sehr bald, ebenfalls in der Höhe 
von 400 m, bereits auf Granit. An einer ostwestlichen Linie, die 


40 Dr. Franz E. Suess. [10] 


keinesfalls als Transgressionslinie gedeutet werden kann, werden die 
Sandsteine und Konglomerate des Unterdevons plötzlich abgeschnitten 
und bei Ochos tritt der Granit unmittelbar an die Kalkgrenze. 

Der unregelmäßige Verlauf der Grenze zwischen dem Granit und 
dem Devonkalke in den nördlichen Gebieten, wie er im Kartenblatte 
Boskowitz-Blansko von Tausch dargestellt wird, läßt viel leichter 
auf sich kreuzende Störungen schließen, als auf eine regelmäßige An- 
lagerung. Insbesondere scheint”die Richtung der Grenze von Ochos 
über Babitz gegen Josefstal auf eine ähnliche Querwerfung hinzudeuten, 
wie sie im Süden nachgewiesen wurde. Das schmale Band von Unter- 
devon, welches Tausch an der Grenze von Granit und Kalk ein- 
zeichnet, läßt sich durchaus nieht mit der Regelmäßigkeit verfolgen, 
als man nach seiner Darstellung vermuten könnte, 

Bei Ochos ist nur ein ganz schmaler Streifen zwischen Granit 
und Kalk von Lehm und abgestürzten Kalktrümmern verdeckt, ohne 
daß man eine Spur von den Quarziten oder Sandsteinen nachweisen 
könnte. Dasselbe ist der Fall an der Grenze nördlich von Kanitz; der 
Kalk erhebt sich in steilen Erosionsformen über den Granit mit einem 
schmalen Sockel von Kalkschutt. Die Kalkbänke streichen hier 
WSW--OSO 40—50° einfallend gegen NO, gleichsam steil geschleppt, 
an dem Quersprunge. Ebensowenig konnte ich einen sicheren Anhalts- 
punkt finden für das Vorhandensein des Unterdevons auf der ganzen 
Strecke bis Babitz. 

Es scheint mir sehr fraglich, ob die von Tausch nördlich von 
Babitz eingetragenen Devonpartien tatsächlich transgredierende und 
anstehende Schollen sind, ich fand hier nur gehäuftes Kalkblockwerk, 
das vielleicht schon in vordiluvialer Zeit von den höher oben an- 
stehenden Kalkfelsen herabgewandert sein mag. Im Dorfe Babitz gleich 
unter der Kirche steht Granit an, die Kirche selbst steht bereits auf 
Kalkstein. Auch an der Straße, die nördlich von Babitz über dem 
Tale westwärts nach Adamstal führt, nähert sich der anstehende Granit 
bis auf wenige Meter dem anstehenden Kalksteine, ohne daß eine 
Spur von einer unterdevonischen Zwischenlagerung zu sehen wäre. 

Völlig unzweifelhaften Aufschluß über die Grenze von Granit und 
Kalk gibt die oft beschriebene Ortlichkeit beim Hochofen Josefstal 
östlich von Adamstal. Alle Beobachter haben hier in gleicher Weise 
die steil westfallende Verwerfung erkannt, an der das Intrusivgestein 
auf dem Kalke zu liegen kommt!). Reichenbach, Tausch und 
auch H. Bock behaupten, daß an dieser Stelle noch ein schmaler 
Streifen unterdevonischen Sandsteines zwischen dem Granit und dem 
Kalksteine eingeklemmt wäre. Es ist zwar für die Deutung der Tek- 


!) K. Reichenbach. Geologische.Mitteilungen aus Mähren. Geognostische 
Darstellung der Umgegenden von Blansko. Wien 1834, pag. 16. — E. Suess. 
Entstehung der Alpen. Wien 1875, pag. 70. — V. Uhlig. Die Jurabildungen der 
Umgebung von Brünn. Beiträge zur Paläontologie Osterreich-Ungarn:. Wien 18831, 
pag. 115. — A. Makowsky und A. Rzehak. Die geologischen Verhältnisse der 
Umgebung von Brünn. Verhandl. d. naturf. Vereines, Brünn 1884, pag. 170. — 
L. v. Tausch. Über die kristallinischen Schiefer- und Massengesteine sowie über 
die sedimentären Ablagerungen nördlich von Brünn. Jahrb.d.k.k.geol. R.-A. 1896, 
pag. 290 u. 355. — H. Bock. Zur Tektonik der Brünner Gegend. Jahrb. d. k.k. 
geol. R.-A. 1902, pag. 259. 


[11] Aus dem Devon- und Kulmgebiete östlich von Brünn. 41 


tonik des Gebietes unwesentlich, ob an der Verwerfung noch eine kleine 
Partie der Liegendsedimente emporgeschleppt wurde, ebenso wie es 
unwesentlich ist, ob die Verwerfung gegen den Granit oder gegen den 
Kalkstein einfällt und ob örtlich jener auf diesem zu liegen kommt 
oder ob das umgekehrte der Fall ist; zur Klarstellung will ich jedoch 
bemerken, daß ich eine Sandsteinlage an der Grenze der beiden Ge- 
steine nicht wahrnehmen konnte. In der unmittelbaren Nähe der 
Störung ist der Granit stark kataklastisch verändert, etwas undeutlich 
schiefrig, gebleicht oder blaß grünlich serieitisch ; etwas größere Quarz- 
körnchen mit gerundeten Umrissen treten auffallend hervor, wie das 
bei ähnlichen granitischen Quetschzonen nicht selten der Fall ist, und 
ihnen zufolge ist das Gestein für klastisch gehalten worden. In früheren 
Zeiten sind ja nicht allzuselten die Quetschprodukte von Eruptivge- 
steinen mit schiefrigen Sedimenten verwechselt worden !). 

Unter dem Mikroskop zeigen die Gesteine, welche an den Bruch 
unmittelbar angrenzen, wie vorauszusetzen war, die Erscheinungen der 
Kataklase in vollkommenster Ausbildung. Von klastischen Umrissen 
der Körner ist nichts warzunehmen. Die Zwillingsstreifung der häufigen 
Plagioklase ist stets stark verbogen. Die Körner sind von Zermalmungs- 
zonen umgeben, auf denen sich serieitische Häute angesammelt haben. 
Vereinzelte Biotitschuppen sind in Chlorit verwandelt. Stellenweise 
finden sich sehr feinkörnige schmale mylonitische Zonen im Gestein. 

Der Devonkalk wurde in der Nähe der Verwerfung ebenfalls 
durch die Pressung in hohem Grade beeinflußt. Wie bereits Uhlig 
hervorhob, werden die in flache Falten gelegten Schichtbänke von 
einer gegen Südwest, das ist parallel mit der Verwerfung einfallenden 
Schieferung durchschnitten. Die Schieferung wird immer vollkommener 

„je mehr man sich der Verwerfung nähert, und die Schichtbankung 
wird allmählig immer undeutlicher, bis sie unmittelbar am Bruche 
nicht mehr unterschieden werden kann (Fig. 4). Es scheint, als wäre 
hier ein graues dünnschiefriges, kalkphyllitartiges Gestein der Störungs- 
fläche unmittelbar angelagert. Diese Gesteinslage wurde ebenfalls 
fälschlich für einen gesonderten stratigraphischen Horizont gehalten 
und als mitteldevonischer Mergelschiefer bezeichnet). 

In den Tälern, welche weiter im Norden die Granitgrenze queren, 
bei Laschanek und bei der Sägemühle oberhalb des Gußwerkes Alt- 
grafenhütte, sind die Lagerungsverhältnisse nicht so deutlich auf- 
geschlossen, doch ist auch hier eine Verwerfung viel wahrscheinlicher 
als eine Auflagerung des Kalkes auf dem Granit?). Am Nordabhange 
fällt der Kalk mit kleinen Knickungen und unregelmäßig gegen den 
Granit, auf der Südseite fällt er sehr steil gegen Osten. Blöcke von 
Quarzkonglomerat und Sandstein liegen in der Nähe. 

Tietze*) beschreibt die gestörte Lagerung und sehr steile 


!) Vgl. zum Beispiel R. Reinis ch, Druckprodukte aus Lausitzer Biotitgranit. 
Habilitationsschrift. Leipzig 1902, pag. 7. 

?) Das Liegende der Kalkbänke ist bei Josefstal nicht zu sehen, wie man 
vielleicht nach der Fig. 2 in der Abhandlung von H. Bock annehmen könnte. 

3) A. Makowsky und A. Rzehak, ]. c. pag. 54. 

*) E. Tietze. Die geognostischen Verhältnisse der Gegend von Landskron 
und Gewitsch. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1902, pag. 328. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (Dr. Fr. E. Suess.) 6 


49 Dr. Franz E. Suess. [12] 


Schichtstellung der Schiefer und Kalke beim Dorfe Wratikow, an der 
Ostgrenze der Eruptivmasse, wo diese bereits bald ihr nördliches 
Ende erreicht; er läßt die Annahme gelten, „daß hier lokal eine Über- 
kippung stattfindet, ähnlich wie man sie beim Adamstal kennt“. Der 
Syenit zeigt nach Tietze in der Nähe der Grenze schiefrige Be- 
schaffenheit. Ungestörte oder wenig gestörte Auflagerung von Kalk 
auf Granit konnte auf der ganzen Grenze vom Hadyberg bis in die 
Gegend südlich von Gewitsch an keinem Punkte mit Sicherheit nach- 
gewiesen werden ; wo die Aufschlüsse einen näheren Einblick gestatten, 


Fig. 4. Schiehtbankung und Schieferung im Devonkalke beim Hochofen 
Josefstal. 


Flach ostfallende Kalkbänke werden durchschnitten von den sehr steil west- 
fallenden Schieferungsflächen. 


werden immer Verwerfungen an der Grenze beider Gesteine mehr 
oder weniger deutlich wahrgenommen. 


Die Störung von Josefstal ist nicht, wie Tausch glaubt, eine 
örtliche Ausnahme, sondern es sind im Gegenteil Verwerfungen an 
der Grenze zwischen Granit und Kalk die Regel; allerdings begrenzt 
nicht ein einziger nordsüdlicher Bruch das Granitgebiet, sondern 
Querbrüche scheinen sich spitzwinklig zu durchschneiden. In gleicher 
Weise sind mitten im Eruptivgebiete Schollen von unterdevonischem 
Sandstein und Quarzkonglomerat bei Brünn und am Babylom, unweit 


[13] Aus dem Devon- und Kulmgebiete östlich von Brünn. 4: 


ww 


Lelekowitz, auch Schollen von devonischem Kalkstein an Verwer- 
fungen abgesunken. 

Die Quetschzonen und Rutschflächen, welche man auf Schritt 
und Tritt antrifft, beweisen ferner, daß die Eruptivmasse selbst von 
ungezählten Störungen durchschnitten wird, die aber im geologischen 
Kartenbilde nicht zum Ausdrucke kommen; hier macht sich die Nord- 
südrichtung häufiger bemerkbar. 

An den einheitlichen Bogen der permischen Sedimente in der 
Boskowitzer Furche bei Mährisch-Trübau und Landskron schließt sich 
im Osten ein Gebiet, in welchem Verwerfungen nach verschiedenen 
Richtungen sehr häufig sind. Ein Teil derselben läuft der Furche 
parallel und begrenzt zum Beispiel den Landskroner Horst und den 
aus Kulm und Phyllit bestehenden Molleiner Horst. Bis Schildberg 
erstrecken sich die Ausläufer der Neißesenke, welche parallel ver- 
laufen mit der Senke von Trübendorf. Die begleitenden Brüche 
gehören einem ausgedehnten System an, das sich bis zum Heuscheuer 
Gebirge und darüber hinaus erstreckt. Etwas weiter östlich liegt die 
Störung von Buschin bei Mährisch-Schönbereg. 

Das sudetische Gebiet im Osten der Boskowitzer Furche, und 
zwar sowohl die Eruptivmasse als auch die paläozoischen Gesteine 
sind nach verschiedenen Richtungen von vielen Verwerfungen durch- 
zogen. Sie treten deutlich hervor, wenn sie die Grenze zwischen zwei 
verschiedenen Gesteinen bilden. 


2. Konglomerate des Kulm. 


In allen Gebieten der deutschen Kulmformation, in den Vogesen, 
in Westfalen und im Fichtelgebirge, im Frankenwalde, in Thüringen 
und im Harz, ebenso wie in dem kleinen sächsischen Bezirke und an 
den Abhängen des Eulengebirges in Schlesien, finden sich neben den 
weitverbreiteten Sandsteinen und Schiefern auch konglomeratische 
Lagen, bald nur in beschränkter Ausdehnung; bald kennzeichnend für 
ganze Horizonte, entweder im Liegenden oder im Hangenden der ganzen 
Bildung. Nach den vorliegenden Beschreibungen erreichen sie aber 
nirgends eine so bedeutende Ausdehnung und so auffallende Entwick- 
lung, wie in den südlichsten Ausläufern des mährischen Kulmgebietes 
in der Richtung gegen Brünn. 

Camerlander!) betonte bereits, [daß im schlesischen Kulm- 
gebiete gegen Süden die Schiefer immer mehr zurücktreten und 
Sedimente von gröberem Korn größere Verbreitung gewinnen; in noch 
höherem Maße ist das der Fall in dem Kulmgebiete von Drahan im 
Westen der Olmützer Ebene, wo Schiefer neben den Grauwacken 
und Sandsteinen nur eine geringe Rolle spielen. 

Tausch erwähnt bei der Beschreibung des Kulmgebietes im 
Kartenblatte Boskowitz—Blansko, daß hier Konglomerate nur gegen 


!)C.v. Camerlander. Geologische Aufnahmen in den mährisch-schlesischen 
Sudeten. Jahrb. d. k.k. geol. R.-A., Bd. 40, 1890, pag. 157. 
6* 


44 Dr. Franz E. Suess. [14] 


Südwesten, also zunächst der Grenze gegen das Kartenblatt Brünn, 
größere Verbreitung gewinnen). Im Kartenblatte Proßnitz—Wischau, 
und zwar im Gebiete der großen und der kleinen Hanna bei Pistowitz 
und Ratschitz, erwähnt derselbe Autor Gneis- und Granitblöcke in 
den Konglomeraten, welche in einzelnen Fällen Durchmesser von 
1—2 m erreichen ?2. Auch in dem kleinen Kulmgebiete der nord- 
westlichen Ecke des Kartenblattes Austerlitz sind neben Grauwacken 
Konglomerate sehr verbreitet °). 

Aus diesen Nachbargebieten greifen die Konglomerate von allen 
Seiten über auf das Kartenblatt Brünn. 

Der Kulm schließt hier, wie oben beschrieben wurde, mit un- 
regelmäßiger Grenze an das Kalkgebiet, löst sich gegen Süden in 
einzelnen Kuppen auf und taucht allmählich hinab unter die Decke 
von Löß und miocänem Tegel. In einzelnen tieferen Tälern, wie bei 
Schlappanitz, kommt der Kulm nochmals felsig hervor unter der 
jüngeren Decke. Im allgemeinen herrscht wie im Kalkgebiete östliches 
Einfallen, u. zw. steile, stellenweise senkrechte Schichtstellung in der 
Nähe der Kalkgrenze bei Lösch (Fig. 5); Fallwinkel von ca. 45° 
herrschen im Rziezkatale, weiter gegen Osten wird die Neigung stellen- 
weise wieder recht flach, wie z. B. am Napoleonshügel bei Bosenitz, 
bei Wellatitz, bei Horakow und südlich von Schiwitz. Im Orte Schiwitz 
wird örtlich sehr steiles Westfallen angetroffen. 

Das ganze Gebiet, welches etwa 38 km? umfaßt, besteht zum 
weitaus größten Teile aus Konglomeraten. Nur an wenigen Punkten 
finden sich die bezeichnenden schwarzen, dünnblättrigen Schiefer des 
Kulm. Einer dieser Punkte ist der Waldrand oberhalb der westlichen 
Hälfte des langgestreckten Dorfes Hostienitz; die Schiefer greifen hier 
in geringerer Ausdehnung über auf das gegenüberliegende südliche 
Gehänge und zeigen bald Übergänge in schiefrige Sandsteine. Ein 
zweites kleines Schiefergebiet befindet sich am Wege vom Dorfe 
Mokrau zum Mokrauer Jägerhause; hier steil gegen Südwest geneigt 
und unmittelbar angelehnt an die Mokrauer Verwerfung und angrenzend 
an den Devonkalk. Ein schmales Band von schwarzem Schiefer grenzt 
auch an die kleine Kalkpartie, welche an der Straße von Mokrau 
nach Horakow aufgeschlossen ist. Ferner befinden sich noch Kulm- 
schiefer und schiefrige Sandsteine an beiden Gehängen des Rziczka- 
tales gleich oberhalb Kritschen in der Nähe der Mühle; an der 
Biegung der Straße sind verworrene Faltungen von Schiefer und 
Sandstein angeschnitten. 

Sandbänke sind häufig zwischen die Konglomeratbänke ein- 
geschaltet und mit diesen durch Übergänge verbunden. Sehr grob- 
körniger und grauwackenartiger Sandstein findet sich in mächtigeren 
Bänken an einigen Punkten des Rziezkatales, u. zw. im Gebiete zu- 


ı) L. v. Tausch. Über die kristallinischen Schiefer und Massengesteine 
sowie über die sedimentären Ablagerungen nördlich von Brünn. Jahrb. d. k. k. 
geol. R.-A., Bd. 45, 1896, pag. 358. 

2) Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1891, pag. 155. 

3) L. v. Tausch. Resultate der geologischen Aufnahme des nördlichen 
Teiles des Blattes Austerlitz etc. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A., Bd. 43, 1893, :pag. 257. 


[15] Aus dem Devon- und Kulmgebiete östlich von Brünn. 45 


nächst unterhalb der Mokrauer Verwerfung und weiter abwärts zwischen 
der Pariezekmühle und der Altmühle. 

In den Tälern sind die Konglomerate fast allenthalben gut auf- 
geschlossen, so besonders an der Straße von Lösch zum Rzieczkatale 
und im Durchbruche bei Schlapanitz, bei Wellatitz, am Napoleons- 


Fig. 5. Bänke von Sandstein und Konglomerat des Kulm an der Strasse 
unterhalb Lösch, in fast senkrechter Stellung. 


Die Schichtung wird von Cleavageflächen durchschnitten, welche mit etwa 45° 
gegen Osten einfallen. 


hügel bei Bosenitz, in den Gehängen bei Posorzitz und oberhalb 
Schumitz; aber auch auf den Höhen und Kuppen lassen sie sich 
meistens anstehend nachweisen. Oft bedeckt dicht gestreuter Schotter, 
welcher den Konglomeraten entstammt, auf weite Strecken den Wald- 
boden, so z. B. im ausgedehnten Knesi-Hrda-Walde in der Nordost- 


46 Dr. Franz E. Suess. [116] 


ecke des Kartenblattes. Die Gerölle aus den Konglomeraten sind 
oft weithin verstreut über die den Kulmbergen vorliegenden Gehänge, 
sie liegen verschleppt in großer Zahl manchmal auf tertiärem Tegel, 
wie bei Posorzitz und Schumitz, und manchmal auch auf dem Löß 
und Gehängelehm, wie bei Horakow und bei Wellatitz. Eine Ver- 
wechslung dieser verschleppten Gerölle mit diluvialem Terrassen- 
schotter kann stellenweise nicht ausgeschlossen sein. 

Im anstehenden Gestein sieht man häufig den mannigfachen 
Wechsel von Konglomeratbänken mit groben Sandsteinbänken (Fig. 5); 
die ersteren sind in der Regel mächtiger und häufiger und manchmal 
fehlen die Sandsteineinlagerungen. Sehr oft sind einzelne Gerölle, 
und zwar auch solche von bedeutenden Dimensionen, im Grauwacken- 
sandstein eingebettet. Die Größe der einzelnen Gerölle ist sehr ver- 
schieden, die kleineren überwiegen natürlich bedeutend an Zahl. 
Neben kleinsten gerundeten Körnchen finden sich nußgroße, eigroße 
oder faustgroße Gerölle in Bänken angehäuft. Fast an jeder Lokalität 
erreichen einzelne Blöcke Kopfgröße; sie sind zwischen die kleinen 
eingelagert. Blöcke von mehr als | m Durchmesser sind aber ziemlich 
selten. Ich fand solche am Fahrwege nördlich von Schiwitz gegen 
Horakow und in den Abhängen bei Schumitz. Gegen 2 m erreichen 
manche Blöcke in dem Tälchen unterhalb Jesera gegen Schumitz. 

Die Stücke sind stets gerollt, rundlich oder flach geglättet, gleich 
wohlausgebildeten Flußgeschieben. Die größeren Blöcke sind meistens 
mehr massig und gerundet, sie zeigen niemals Ecken oder Kanten 
und die Oberfläche ist glatt. 

Trotz lagenweiser und schichtiger Anordnung im großen sind die 
Gerölle im einzelnen durchaus nicht nach der Größe geordnet, sondern 
die umfangreichsten Blöcke können in relativ feinem Konglomerat 
oder, wie erwähnt, selbst in grobkörnigem Sandstein eingebettet sein. 

Die Korglomerate sind polygen. Die verschiedensten Gesteine 
sind einerseits in derselben Bank vereinigt und anderseits werden 
die häufigeren bezeichneten Typen in allen Teilen des Kulmgebietes 
angetroffen. Es ist lange bekannt, daß der weitaus größte Teil der 
Gerölle mannigfachen Gesteinen des Grundgebirges angehört. 

Das häufigste Gestein ist ein sehr feinkörniger, glimmerarmer, 
orthoklasreicher Biotitgneis; im frischen Zustande heller oder 
dunkler grau, von dem Aussehen mancher Granulite, bei beginnender 
Verwitterung weiß, doch sind Granaten mit freiem Auge nur äußerst 
selten und in kleinen Individuen wahrzunehmen; auch kleine Fibro- 
lithfleckchen wurden nur an ganz wenigen Blöcken gesehen. Einige 
Dünnschliffe haben gezeigt, daß diese Gesteine zum größten Teile 
aus Mikroperthit bestehen, mit viel Quarz und wenig Biotit; selten 
sieht man kleine Granaten, mit kleinen, eckigen Quarzeinschlüssen, 
sie sind randlich in Chlorit und Quarz umgewandelt. Nur an einer 
Stelle fand sich ein Säulchen von Disthen. Sehr spärlich finden sich 
Apatit und Zirkon; die undulöse Auslöschung und die kataklastischen 
Zertrümmerungszonen scheinen noch im anstehenden Gestein und 
nicht erst nach der Umlagerung in den Kulm entstanden zu sein. 

Um diesen Haupttypus des Gneises gruppieren sich zahlreiche 
Varietäten; das Gestein nimmt häufig etwas gröberes Korn an, wird 


[17] Aus dem Devon- und Kulmgebiete östlich von Brünn. 47 


mehr ebenschiefrig, bei Zunahme und Vergrößerung der Glimmer- 
schuppen auch grobfaserig; dann gesellt sich auch weißer Glimmer 
dazu. Einzelne Blöcke von mehr richtungsloser, granitischer Textur 
erinnern dann sehr an manche Typen der weißen Gneise des mäh- 
rischen und niederösterreichischen Urgebirges und werden von’diesen 
in der Regel nur durch einen geringen Gehalt an weißem Glimmer 
und durch die Seltenheit der Granaten unterschieden. 

In seltenen Blöcken von grobflaserigem Biotitgneis sind die Gra- 
naten etwas größer und, häufiger. 

Grobflaserige oder schiefrig serieitische Gmeise sind recht häufig. 
Sie enthalten meistens flache Linsen oder augenartige Anschwellungen, 
in denen Orthoklas und Quarz mit gröberem Korne gehäuft sind. Es 
finden sich aber auch in solchen Gesteinen vereinzelt die porphyro- 
klastischen Orthoklase, welche für den Kepernik-Gneis der Sudeten und 
den Bittescher-Gneis im westlichen Mähren bezeichnend sind. 

Auch rein weißer Serieitgneis wurde in einzelnen Blöcken im 
Konglomerat bei Schiwitz gefunden. 

Mit besonderer Sorgfalt wurde nach echten Granuliten 
gesucht; denn diese Gesteine bilden einen sehr bezeichnenden Typus 
im westmährischen Grundgebirge und finden sich in so typischer 
Ausbildung nicht in den Sudeten. Es wurden nur wenige Gerölle 
gslimmerfreien, granatführenden Gesteines in den Waldgebieten nörd- 
lich von Posorzitz gefunden, welches im Handstück den Namen eines 
Granulits verdient. Aber auch glimmer- und granatführende Granulit- 
gneise und Granulite mit mehr ausgeprägter, bandstreifiger Parallel- 
struktur, wie sie in ähnlicher Ausbildung im westlichen Grundgebirge 
die größte Verbreitung finden und auch in den Sudeten seltener vor- 
kommen, werden im Kulmkonglomerat nicht gänzlich vermißt. Man 
findet übrigens in kristallinischen Schiefern, besonders in Glimmer- 
gneissen, und auch in Glimmerschiefern, in der Regel stellenweise 
beschränkter Einlagerungen, welche nach der allgemein gebräuch- 
lichen Definition als Granulite zu bezeichnen wären; doch nach dem 
allgemeinen Habitus der Gesteine, scheint es mir nicht wahrschein- 
lich, daß die Zerstörungsprodukte größerer, zusammenhängender 
Granulitkörper, wie sie für die westlichen kristallinischen Gebiete so 
bezeichend sind, an der Zusammensetzung der Kulmkonglomerate 
teilnehmen. 

Echte grobschuppige Glimmerschiefer wurden nicht gefunden, 
dagegen ist bleigrauer feingefältelter Phyllit nicht selten. 

Recht auffallend sind an mehreren Punkten, wie namentlich im 
Dorfe Schumitz, einige sehr große Blöcke von porphyrischem 
Granitit mit 2 cm großen rechteckigen Orthoklasen, ein Gesteins- 
typus, wie er in den Granitstöcken der böhmischen Masse, zum Beispiel 
in dem Stocke von Trebitsch, aber auch in den Sudeten sehr ver- 
breitet ist. Auch die mittelkörnigen, glimmerreichen Granitite und 
Amphybolgranitite jener Gegend und die feinkörnige Typen, ähnlich 
dem Granit von Mauthausen, Zweiglimmergranite und Aplite, wie sie 
an den Rändern der westmährischen Granite auftreten, wurden nicht 
selten gefunden. Besonders bezeichnend für die Konglomerate ist 
ein sehr biotitreiches, grobkörnig granitisches Gestein mit weißem 


48 Dr. Franz E. Suess. [18] 


Plagioklas. Es ist stets sehr stark zersetzt, so daß aus dem an- 
stehenden Fels mit dem Hammer nur der lockere Grus herausgekratzt 
werden kann. 

Selten sind stark chloritisch zersetzte Grünsteine, fein- 
körnige Diorite und wenig geschieferte, feldspatfreie Amphibolite. 
Allenthalben aber ist weißer Gangquarz verbreitet, er macht aber 
niemals einen hervorragenden Bestandteil aus. 

Begreiflicherweise gehört auch devonischer Kalk zu den 
häufigen Gesteinen. Er findet sich in besonders großen Blöcken im 
Konglomerat bei Mokrau und nördlich von Horakow ; im Vergleiche zur 
Menge der kristallinischen Gesteine bildet er aber immer noch einen 
sehr untergeordneten Bestandteil. Bemerkenswert ist die Seltenheit 
sonstiger vorkarbonischer Sedimente und nur sehr vereinzelt findet man 
Gerölle von quarzitischem Sandstein, von Kieselschiefer 
oder einer glimmerigen Grauwacke, ähnlich den Grauwacken des 
Kulm in den benachbarten Gebieten. 

Zu den Gesteinen, die beim Zerschlagen der Gerölle von Zeit 
zu Zeit in die Augen fallen, gehören weiße oder blaßrote oder auch 
blaßgrünliche Quarzporphyre mit feinkörniger, feldspätiger Grund- 
masse ohne Glimmer und mit einen oder wenige Millimeter großen 
eckigen Quarzen; diese Gesteine sind im westmährischen und nieder- 
österreichischen Grundgebirge ganz unbekannt; die Herren Prof. 
Becke, G. v. Bukowski und Prof. Rosiwal erklärten mir auf 
meine Anfrage, daß ihnen ähnliche Gesteine bei ihren Arbeiten im 
Sudetengebiete nicht vorgekommen wären. Nur mit größeren dichten, 
feldspätigen Ganggesteinen, welche die Uralitdiabase nördlich, von 
Brünn durchsetzen und welche mit aplitischen Gesteinen durch Über- 


gänge verbunden sind, besteht anscheinend eine gewisse Verwandt- 


schaft. Eine sichere Identifizierung ist jedoch nicht möglich. 

Soweit meine bisherigen Erfahrungen gehen, fehlen in den 
Konglomeraten des Kulm Cordieritgneise, Pyroxengranulite und ebenso 
feldspätige Amplıybolite, Hornblendegneise und Serpentine. Auch die 
Gesteine der Brünner Intrusivmasse: die bezeichnenden  titanit- 
führenden, plagioklasreichen Granitite und Diorite, konnten nicht auf- 
sefunden werden. 

In den Beschreibungen der Konglomerate verschiedener Kulm- 
gebiete werden manchmal Erwägungen über deren Entstehung ange- 
troffen. Camerlander erwähnt gelegentlich der Besprechung der 
schwarzen Schieferkonglomerate in den südöstlichen Sudeten, 
daß die Einlagerung der kirschkern- oder eigroßen Gerölle ganz 
unregelmäßig ist, „am ähnlichsten dem Geröllmaterial innerhalb einer 
Moräne“ !), Dathe berührte die Möglichkeit einer Mitwirkung von 
Eistransport bei der Besprechung der Kulmkonglomerate in der Gegend 
von Salzbrunn ?). Nach seiner Beschreibung besitzen insbesondere die 
Konglomerate von Alt-Reichenau—Liebersdorf große Ähnlichkeit mit 
den hier besprochenen Bildungen. Auch dort wird ein Gebiet von 
mehreren Quadratkilometern fast nur von Konglomeraten mit bis 


1) ]. c,+-pag. 130, 
?) Abhandl. d. preuß. geol. Landesanstalt. Neue Folge. Heft 13, 1892. S. 67. 


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[19] Aus dem Devon- und Kulmgebiete östlich von Brünn, 49 


kopfgroßem und größerem Gerölle zusammengesetzt, neben denen Grau- 
wackensandsteine eine ganz untergeordnete Rolle spielen und Ton- 
schiefer nur in einigen kleinen Zwischenlagen zur Ausbildung gelangt 
sind. Auch dort deutet die Mengung der verschiedenen Gesteine auf 
eine Zuführung aus großer Entfernung. Ein großer Teil der Gesteine 
weist auf das Riesengebirge, ein kleinerer gehört den Gneisen des 
Eulengebirges an. Ein ziemlich allgemein verbreiteter rotbrauner 
Granit, der ebenfalls in großen Blöcken auftritt, ist aus Sachsen, 
Böhmen und Schlesien unbekannt und wird den nordischen Gesteinen 
der erratischen Blöcke in derselben Gegend verglichen. 

Dathe errinnert an die Angaben über eine karbonische Eiszeit 
in Indien, Australien und Südafrika, ohne jedoch ein endgültiges Urteil 
abzugeben. Nach seiner Meinung wären diese Gerölle „die letzten 
Uberreste und Zeugen eines verschwundenen schlesischen Gebirges, 
das nicht allzuweit vom jetzigen Kulmgebiete entfernt war“. Bei einer 
späteren Besprechung desselben Gebietes wird aber eine diesbezüg- 
liche Äußerung!) nicht angetroffen. 

Ausführlicher erwog Kalkowsky die Entstehung der Geröll- 
tonschiefer an der Bahnstrecke Eicht—Probstzella— Stockheim 
im Frankenwalde ?). Er glaubt, daß die faust- bis kopfgroßen Gerölle 
von Granit und kristallinischen Schiefern in Eisschollen schwimmend 
in größere Entfernung von der Küste und in größere Meerestiefen 
und somit in das Gebiet der tonigen Sedimente gebracht worden sind. 
Lepsius dagegen hält die Annahme eines Eisschollentransports für 
überflüssig; nach seiner Meinung wurden die Gerölle in Deltabildungen 
abgelagert, die sich immer weiter ins Meer hinausschoben ?). 

Beim Anblicke der mächtigen Konglomerate östlich von Brünn 
mit ihren nach Größe und Gesteinsart so mannigfach gemengten 
Blöcken wird man gewiß an den Transport durch Eis in irgendeiner 
Form erinnert. Doch wird man sich zu weitgehenden Schlußfolgerungen 
über das Klima der unteren Steinkohlenformation erst entschließen, 
wenn näherliegende Erklärungen gänzlich versagen. 

Die glatte, gerundete Gestalt aller Blöcke zeigt deutlich, daß 
sie in hohem Maße der formenden Kraft bewegten Wassers unterworfen 
waren. Die größten Blöcke erinnern an die Einwirkung der Meeres- 
brandung, obwohl sie nicht vollkommen rund sind, wie das bei Strand- 
geröllen meistens der Fall ist. Es ist ja bekannt, daß die Meeres- 
brandung ganz gewaltige Massen zu bewegen, umzuformen und auch 
streckenweise fortzuschleppen vermag !). 

Die große Mannigfaltigkeit der Gesteine deutet aber ohne Zweifel 
auf den Transport aus größeren Entfernungen hin; die kleineren 
Geröllagen erinnern stellenweise sehr an Flußschotter, während ander- 
seits oft größere Blöcke im Sande eingebettet sind. Vielleicht hat der 
Transport vom Lande her zusammengewirkt mit der Umlagerung durch 


!) Die Salzbrunner Mineralquellen. Zum 300jähr. Jubiläum der Verwendung 
des Oberbrunnens. Berlin 1901. 

2) E. Kalkowsky. Über Gerölltonschiefer glazialen Ursprunges im Kulm 
des Frankenwaldes. Zeitschr. d. Deutschen geol. Gesellsch. 1893, pag. 69. 

3) R. Lepsius. Geologie von Deutschland, II. Teil. Stuttgart 1903, pag. 229. 

*) Bogulowsky. Ozeanographie. Stuttgart 1887, pag. 100. 


Jahrbuch d. k.k. geol. Beichsanstalt, 1905. 55. Band, 1, Heft, (Fr. E. Suess.) 7 


50 Dr. Franz E. Suess. [20] 


mächtige Flutwellen und Brandungen zur Bildung dieser Ablagerungen. 
Voraussetzung dieser Annahme ist die Nähe eines hohen Gebirges 
mit steilen Tälern, mit Flüssen, die mindestens zeitweilig, vielleicht 
infolge einer jährlichen Schneeschmelze, bedeutende Wassermengen 
führten. 

Die Vergesellschaftung der Gesteine ist nicht diejenige, die 
man bei einer Herkunft von Westen aus den inneren Tälern der 
böhmischen Masse erwarten sollte; Amphibolite, Granulite, Fibrolith- 
gneise, Serpentine sind viel zu selten. Eher deutet sie auf die nörd- 
lichen Gebiete, auf den kristallinischen Kern der Sudeten. 

Man erkennt aber unzweifelhaft, daß sich in der Nähe des be- 
sprochenen Gebietes schon vor der Kulmzeit ein gefaltetes Gebirge 
befand, das nach Beseitigung der auflagernden Sedimente bereits bis 
auf den kristallinischen Kern abgetragen war, wenn auch die allertiefsten 
Umwandlungsstufen der kristallinischen Schiefer mit den Cordierit- 
gneisen, Fibrolithgneisen und Granuliten noch nicht in größerem Maße 
bloßgelegt waren. Doch können wir nicht sagen, wie weit das Kulm- 
meer gegen Süden reichte. Nachträgliche Gebirgsbildung und Trans- 
gressionen haben die Gestalt der Oberfläche im höchsten Grade 
verändert und wir sind völlig im unklaren darüber, was sich an 
Stelle der gegenwärtigen tertiären Ebene und der Karpathenketten 
befunden haben mag. 


Über einen dem Thunfische verwandten Raub- 
fisch der Congerienschichten der Wiener Bucht. 


(Pelamyeybium [,Sphyraenodus“| sinus vindobonensis 
n. gen. et. n. sp.) 


Von Franz Toula. 
Mit einer lithographischen Tafel (Nr. III) und 11 Textillastrationen. 


Gegen Ende des letzten Studienjahres brachte mir einer meiner 
Hörer, Herr stud. ing. Anton Schindler, aus einer Ziegelgrube zu 
Siebenhirten bei Wien ein Kieferstück mit spitzen, etwas hakig 
gekrümmten Zähnen, welche aus der Umhüllung, einem mergeligen, 
erhärteten, zum Teil mit Eisenkies durchzogenen, gelblichgrauen Ton, 
hervorlugten. Sorgfältige und nicht ganz leichte Präparation brachte das 
Taf. III, Fig. 1 dargestellte Stück zutage. Da Herr Schindler die 
Wahrscheinlichkeit aussprach, daß an der Fundstelle, an der über 12 m 
hohen, fast vertikal abgearbeiteten Tegelwand in der seinem Vater 
gehörigen Ziegelgrube, noch weitere Teile dieses Fisches vorkommen 
dürften, sah ich mich veranlaßt, den Adjunkten meiner Lehrkanzel, Herrn 
Dr. J. Porsche, mit meinem eingeübten Diener Wienerberger 
nach Siebenhirten zu entsenden. Herr Porsche nahm die Verhält- 
nisse der Fundstelle (f) auf. (Man vergleiche die umstehende Text- 
figur 1.) Wienerberger grub bei einem späteren Besuche, als die 
Abräumarbeiten wieder bis zur Fundstelle vorgerückt waren, die in 
unmittelbarer Fortsetzung der Lage, auf welcher das Kieferstück ge- 
funden worden war, befindlichen Tegelplatten heraus, auf welchen in 
langer Reihe die Wirbel lagen. 

In dem plattigen, sandigen Tegel, aus welchem die Fischreste 
stammen, finden sich Unmassen kleiner amygdaloider Congerien, zu- 
meist in schlechter Erhaltung, und weniger häufig Steinkerne ziemlich 
großer Cardien. Die ersteren werden wohl als Congeria CZjäeki M. 
Hoernes (Foss. Moll., II, pag. 367, Taf. XLIX, Fig. 3) zu bestimmen 
sein, die letzteren aber als Cardium apertum Münst. (M. Hoernes, 
l.c. pag. 201, Taf. XXIX, Fig. 5 u. 6), und zwar als eine zwischen 
den in Fig. 5 u. Fig. 6 abgebildeten Typen stehende Form, mit nach 
vorn etwas verlängertem, geradem Schloßrande. Man kann 11 Rippen 
zählen. Das Klaffen der Schalen dürfte unbeträchtlich gewesen sein. 
Die Steinkerne, wie sie vorliegen, haben einige Ähnlichkeit mit 
jenen des sarmatischen Cardium plicatum Eichw. (M. Hoernes, |. c, 

Jahrbuch d. k. k, geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (Fr. Toula.) 7* 


52 Franz Toula. [2] 


Taf. XXX, Fig. 1), doch liegen auf dem festgebundenen Gesteine die 
Abdrücke derselben Congerien. 

Die Knochenreste sahen recht übel aus, da die auf der oberen 
Seite der betreffenden Platte liegenden Wirbel stark korrodiert waren. 
Bei der Präparation ergab sich jedoch bald, daß die im Gesteine 
steckenden Partien der Wirbelkörper in bezug auf ihre Erhaltung viel 
weniger zu wünschen übrig ließen. Auch zeigte sich, daß die einzelnen 
herausgeförderten Stücke sich ungezwungen in eine ununterbrochene 
Reihe aneinanderfügen ließen und eine Wirbelkörperreihe von zirka 
1 m Länge ergaben. Das überraschendste war, daß das hinterste 
Stück der Reihe eine zusammenhängende Platte bildet. Ich begab 
mich sofort in die zoologische Sammlung des k. k. naturh. Hofmuseums, 
wo sich ein von Herrn Kustos Siebenrock trefflich präpariertes, 
zerlegtes Skelett eines Thunfisches befindet, welches mich überzeugte, 
daß ich es mit einem Verwandten des Thunfisches zu tun haben müsse, 


1 Krume, 50 cm, — 2 Lokalschotter. — 3 Sandiger, etwas rostiger Tegel, 1’5 m. — 
4 Plattiger, feinsandiger Tegel. — 5 Blauer Tegel, 12 m tief aufgeschlossen. 


was mir Herr Siebenrock bestätigte, indem er betonte, der Rest 
von Siebenhirten könne nur der Familie der Scombriden angehören 
und keiner anderen, da nur dieser Familie der eigenartige Bau eines 
plattenförmigen Schwanzendes zukomme. Dieses tafelförmige Hypurale 
wird bekanntlich bei den lebenden Makrelen von den Schwanzflossen- 
strahlen, denen es zum Ansatze dient, teilweise verhüllt. — Damit war 
aber der Fund zu einem immerhin interessanteren geworden, da man 
bei den fossilen Formen diese Übereinstimmung, soviel mir bekannt 
geworden, bisher nicht mit genügender Schärfe wahrzunehmen ver- 
mochte, ganz besonders aber nicht bei den groß- und spitzkonisch- 
zähnigen Formen, welche man bisher nach Agassiz als Sphyraenodus, 
nach Owen als Dictyodus bezeichnet hat, wenngleich auch eine öster- 
reichische Form dieser spitzzähnigen Fische schon vor sehr langer 
Zeit, und zwar vom Grafen Münster unter dem Namen Cybium 


[3] Über einen dem Thunfische verwandten Raubfisch, 53 


Partschi aus dem Tegel von Inzersdorf, nach ärmlichen Resten be- 
schrieben und damit die Zugehörigkeit zu den Scombriden angedeutet 
worden war. Freilich war die Einreihung bei Cybium nicht ganz zu- 
treffend, da für dieses Geschlecht ausgesprochen zweischneidige, 
lanzettliche Zahnkronen bezeichnend sind. Mit Sphyraena hat unser 
Fund nichts zu tun, da ja bei Sphyraena die Form der Wirbelkörper 
eine ganz andere ist als bei unserem Fossil, welches sich in dieser Be- 
ziehung an die Scombriden inniger anschließt. Der Name Sphyraenodus 
war schon aus diesem Grunde von allem Anfange an kein glücklicher. 

Bevor ich in die nähere Betrachtung der Fundstücke von 
Siebenhirten eingehe, will ich es nicht unterlassen, meine Danksagung 
abzustatten an die Herren Hofrat Dr. Franz Steindachner, Kustos 
Siebenrock und Kustos E. Kittl, für die große Bereitwilligkeit, mit 
der mir die genannten Herren Vergleichsmaterialien und die litera- 
rischen Behelfe zur Verfügung stellten. Herrn Kustos Siebenrock 
aber bin ich für seine stete Bereitwilligkeit herzlichst dankbar, mit 
der er mir während meiner Arbeit das Vergleichsmaterial von lebenden 
Formen zur Verfügung stellte. Auch den Herren Kollegen Dr. A. Koch 
in Budapest und Dr. L. Dollo in Brüssel fühle ich mich zu Dank 
verpflichtet. Mein lieber Freund, Herr Hofrat Dr. J. M. Eder, ließ 
mir die photographische Verkleinerung der Wirbelsäule herstellen, 
wodurch dem Zeichner eine wesentliche Erleichterung geboten wurde. 


A. Beschreibung der Fischreste von Siebenhirten. 


Von Siebenhirten liegt mir vor allem ein linker Unterkieferast 
vor (Taf. III, Fig. La—c), 10°'65 cm lang, 5°46 cm hoch und rückwärts 
2:1 cm dick. Das Symphysenende, soweit es erhalten, ist 376 cm hoch. 

Die äußere Oberfläche ist leicht konvex gekrümmt. die Innen- 
fläche in der Mitte leicht vertieft. Die äußere Oberfläche zeigt eine 
etwas ungleiche, aber deutliche Streifung mit einer nahezu glatten 
Längszone, unterhalb der rückwärtigen vier Zähne. Gegen den Rand 
der die Zähne tragenden Oberseite ist eine zierliche Transversal- 
furchung vorhanden. Zwischen dem dritten und vierten Zahne findet 
sich an der Außenseite des Dentale die Mündung eines Gefäßloches, 
das sich ganz an derselben Stelle auch bei Cybium findet. 

Der Vorderrand (das Symphysenende) zeigt einen unregelmäßigen, 
tief eingebuchteten Verlauf, mit einer starken, transversal gestreiften 
und gefurchten Aufwölbung an der Außenseite. 

Am hinteren Bruchrande unseres Stückes ist noch der Beginn 
der tiefen Furche erhalten, in welche sich der vordere Teil des Gelenk- 
stückes (os articulare) hineinschiebt. 

Die glatte Innenseite zeigt nahe dem vierten Zahne unseres 
Stückes den oberen schön gerundeten Rand der tiefen Furche oder 
Grube für die Aufnahme des Meckelschen Knorpels. Oberhalb tritt 
die erwähnte seichte Vertiefung auf, welche gegen das Symphysenende 
spitz ausläuft, an der oberen Grenze eine stumpfe Längskante besitzt 
und an der Oberfläche fein längsgestreift ist. Am Symphysenrande 


54 Franz Toula. [4] 


findet sich hinter dem scharfen Vorderrande eine tiefe unregelmäßige 
Grube, die, für Band- und Knorpelmassen bestimmt, gegen rückwärts 
durch eine kammartige Erhöhung begrenzt wird. 

Die die Zähne tragende Oberseite des Knochens (Taf. III, Fig. Ic) 
ist von scharfen Rändern begrenzt — der äußere ist recht wohl- 
erhalten — und verbreitert sich der Raum zwischen diesen Rändern 
von vorn 5 mm auf rückwärts 7’5 mm. Die Zähne sind von der charak- 
teristischen konischen Form, mit hakenförmig nach einwärts gebogener 
Spitze. Vollkommen erhalten sind fünf Zähne, mit den dicken Basal- 
oder Wurzelstücken sind weitere zwei Zähne erhalten, während ihre 
Kronen abgebrochen sind. Außerdem finden sich zwei weite tiefe 
Gruben (Alveolen) vorn, die wohl gleichfalls zur Aufnahme von Ersatz- 
zähnen bestimmt waren. Ganz vorn, nahe der Symphyse, liegen zwei 
kleine Grübchen. Auch gegen rückwärts finden sich zwischen den 
Zähnen rundliche Vertiefungen. 

Das Kieferstück dürfte vollbezahnt von 14 Zähnen besetzt gewesen 
sein. — Was die Form und Beschaffenheit der Wurzeln anbelangt, 
so stimmt das von A. Koch (1904) Gesagte mit unserem Stücke gut 
überein, sie sind dick, spongiös und scheinen einem Dieckenwachstum 
unterworfen gewesen zu sein, was zur Resorption des inneren Kiefer- 
wandteiles geführt haben mag, wie sich an der ersten großen leeren 
Alveole, aber auch bei den hinteren Zähnen erkennen läßt, deren 
Wurzeln über die Kieferwandung vorragen. Alle fünf Zähne zeigen 
die Form leicht gekrümmter Kegel von nur annähernd kreisförmigen 
Umrissen an der Basis der Krone. Die Länge des Zahnquerschnittes, 
von vorn nach rückwärts gemessen, beträgt bei dem mittleren Zahne 
73 mm, die Breite, von außen nach innen, 6 mm; beim vordersten 
Zahne beträgt dieses Verhältnis 6°5:5°3 mm, ist sonach ein fast 
gleiches'!). Die Höhe des ersten erhaltenen Zahnes ist 8°6.mm, des 
zweiten 87 mm, des fünften 73 mm (die Spitzen des dritten und 
vierten Zahnes sind leicht verletzt). 


m nl Ben = 


!) Von den Zähnen aus der geologisch-paläontologischen Sammlung des 
Hofmuseums habe ich mehrere gemessen : 
37 mm lang, 3°4 mm breit 
Ba ) 314% ” 


Bei Unterkieferzähnen von Vösendorf ist der ze 
Sal c 309 “= 


AUELSebratEn u ee ae 


Ein Zahn eines Intermaxillarendes . . . 2 2.2.83 „ nern DONE 
Oberkieferzähne von Inzersdorf (sehr spitz) - . . . 82 „2.82 „ y 
Dberkieferzabn. von ‚Leopoldsdorf .ı . »=n's wu nalnB U nn 

f ; ; (Hinterende) .. =... 80.1.4 m 23:0 MeEEE 
Unterkieferzahn „ . (nahe. der Symphyse),., 8:5: „> '.. BA 
Der vierte Unterkieferzahn von Leopoldsdorf ist . . 39 „ #1. Ta 


Ein großer Unterkieferzahn von Inzersdorf (von den in 
Taf. III, Fig. 7 und 8 dargestellten Fundstücken) ist 69 „ „ 82. , ,„® 


Das ist ein ganz abweichendes Verhalten und wird man es daher besonders 
bei dem letzten Fundstücke wohl mit einem anderen Fossil zu tun haben, für 
dessen Bestimmung man bessere Funde abwarten muß. 

Es ist bedauerlich, daß sich diese Verhältnisse für die von Münster (1847) 
beschriebenen und abgebildeten Zähne von Cybium Partschi nicht mehr bestimmen 
lassen, eine Form, die, wie ich glaube, in dieselbe Formengruppe gehört. 


[5] Über einen dem Thunfische verwandten Raubfisch. 55 


Die Oberfläche der Zahnkronen zeigt auch bei unserem Reste 
eine unter der Lupe erkennbare sehr zarte, bis weit hinauf reichende 
Längsstreifung. Viel auffallender ist die ausgesprochene Furchung, 
die sich zum Teil gleichfalls bis gegen die Spitze verfolgen läßt. 
Dieselbe ist an der Außenseite besonders scharf ausgeprägt, erscheint 
aber beim letzten hintersten Zahn viel weniger deutlich. Wenn ich 
die Furchen des mittleren Zahnes zähle, oder auch die vorragenden 
Längswülste, so finde ich acht solche, bei dem vorhergehenden Zahne 
aber nur deren fünf. Es scheint diese Furchung sonach recht ver- 
änderlich zu sein. 

Von Siebenhirten liegt mir noch ein kleines Bruchstück mit 
kleinen hakenförmigen Zähnen vor, das von demselben Individuum 
herstammen muß, da es mit den übrigen Resten zusammen gefunden 
wurde. Vielleicht könnte man an das hinterste Ende des Unterkiefers 
denken. Die weit an das Ende gerückten Zähne scheinen nun aber 
nicht dafür zu sprechen. Sollte es etwa ein Stück des Palatinums 
sein? Cybium hat ja, wie Dollo und Storms (Lit.-Angaben 1888, 
S.267) anführen, konische Zähne am Palatinumunterrande. Mein kleines 
Vergleichsexemplar von Cybium läßt dies nicht erkennen. Ich lasse das 
Stück (Taf. III, Fig. 3) abbilden, und zwar von der Innenseite. Es würde 
auf eine weitgehende Abschwächung des Knochens gegen das hintere 
Ende hindeuten, was übrigens auch bei dem mir zum Vergleiche vor- 
liegenden Skelette der Fall ist. Drei Zähnchen sind erhalten, davon 
zwei dicht nebeneinander, analog wie bei dem Fig. 2 abgebildeten 
Hinterende des Oberkiefers, beziehungsweise Zwischenkiefers. Sollte 
die erstere Annahme richtig sein, so würde das Stück von der rechten 
Seite stammen. — An das vorderste Ende des Zwischenkiefers ist 
dabei nicht zu denken, da der Winkel im Symphysenende ein viel zu 
großer wäre. 

Von Siebenhirten erhielt ich auch das soeben erwähnte End- 
stückchen eines rechten Zwischenkiefers (Taf. III, Fig. 2) mit vier 
wohlerhaltenen, stark hakenförmigen Zähnchen, welche der Form nach 
jenen gleichen, welche Münster (1846) von Inzersdorf abgebildet 
hat. Von diesen Zähnen stehen zwei nebeneinander. Vier Zähnchen 
sind teils abgebrochen, teils sind ihre Alveolen angedeutet. Dieses 
Stück hat eine Länge von #7 cm und verjüngt sich rasch gegen das 
hintere, beziehungsweise untere Ende von 1’34 cm Höhe und 1'1 cm 
Dicke, bis zu einem scharf schneidigen Ende. Die Oberfläche ist mit 
kräftigen Längsstreifen bedeckt. Der äußere Rand der Alveolarzone 
der Oberseite ist kantig, der innere gerundet. Der mittlere Zahn, 
dessen Spitze leider etwas beschädigt ist, zeigt die feine Längsstreifung, 
welche von Querlinien wie von zarten Wülsten durchquert wird. 
Auch Furchungen lassen sich daran deutlich wahrnehmen, und zwar 
acht an der Zahl. Größter Längsdurchmesser (des mittleren Zahnes) 
52 mm, größter Querdurchmesser 47 mm bei einer Kronenhöhe von 
zirka 6'7 mm. Der eine (letzte) abgebrochene Zahn zeigt im Zentrum 
eine im Umriss fast dreiseitige Höhlung, die mit Eisenkies erfüllt 
ist. Alle Fundstücke lassen teilweise Verkiesung erkennen. Der Eisen- 
kies findet sich auch in dem umhüllenden Material und wurde bei 
der Präparation sehr lästig. 


56 Franz Toula. [6] 


Wie schon erwähnt, gelang es mir, aus den an Ort und Stelle 
sorgfältig gesammelten Platten fast die ganze Wirbelsäule mit allen 
ihren Wirbelkörpern herauszupräparieren; die meisten ihrer Anhangs- 
gebilde und Fortsätze sind jedoch nur in vereinzelten Bruchstücken 
vorhanden (man vgl. Taf. III, Fig. 10 bis 16). Ich deute die vorliegenden 
Wirbel in folgender Weise: der erste Wirbelkörper von normaler 
Form wird wohl auch der erste in der Reihe sein (Taf. III, Fig. 11). 
Der vor ihm liegende Körper von größerer Länge (man vgl. in 
Fig. 10), leider recht unvollkommen erhalten, wird sonach als ein Teil 
des Hinterhauptes aufzufassen sein (Oceipitale basilare), mit dem ich 
einen, nach ınten eine große Höhlung zeigenden, nur unvollkommen 
und schlecht erhaltenen, zum Teil verkiesten Knochenkörper in Zu- 
sammenhang bringen möchte (man vergleiche Textillustration Fig. 2), 
da sich beim Thunfischskelette eine ganz ähnliche Bildung vorfindet. 
Der Erhaltungszustand ist jedoch ein so wenig guter, daß ich auf diese 


Frage nicht näher einzugehen wage. Er wird einfach als ein Teil des 
basalen Craniums zu bezeichnen sein. 

Der Fisch von Siebenhirter besaß 30 Wirbel, eine Zahl, welche 
übereinstimmt mit jener von Uybium speciosum Ag. vom Monte Bolca 
(Poiss. foss. Bd. V. Taf. XXV). Es fehlen nur der Wirbelkörper des 
29. und Teile des 30. Wirbels. 

Es ist dies eine geringe Zahl im Vergleiche mit dem Skelette 
des als Orcynus Thynnus (Thynnus thynnus) bezeichneten Individuums 
aus der zoologischen Abteilung des Hofmuseums, an dem ich 40 Wirbel- 
körper zähle. Die mir von Siebenhirten vorliegenden Wirbel reihen 
sich so gut aneinander, daß ein Abgang von einzelnen Wirbelkörpern 
nicht anzunehmen ist. 

Die Wirbel sind fast durchweg nur in ihren Körpern erhalten; 
fast alle Fortsätze und Anhänge sind abgebrochen und liegen, wie 
gesagt, nur vereinzelt lose und in Bruchstücken vor; nur beim 
siebenten Wirbel ist der obere Dornfortsatz erhalten geblieben, 


[7] Über einen dem Thunfische verwandten Raubfisch. A7 


während derselbe beim sechsten Wirbel nur teilweise, aber in natür- 
licher Lage vorhanden ist. 

Die ersten drei Wirbel sind kurz und gedrungen, nehmen aber 
von vorn nach rückwärts in der Länge zu. 

Die Wirbelkörperdimensionen ergeben sich wie folgt: 

Wirbel 1. 1:70 cm lang (unterhalb der hinteren Zygapophyse 
gemessen), bei einem Durchmesser (am Rande von rechts nach links) 
von 323 cm. 

Wirbel 2. 225 cm lang, Durchmesser ca. 3°02 cm. 


” 2:27 „ „ 

” 2-61 ” „ 

i Bi, 

„ 288 lag, 

” 2:87 ”» ” 

” 2:90 Pu ” 

3 OB 

h . Nur in den Hohlkegelausfüllungen erhalten. 
” . 307 cm lang. 


. Nur teilweise erhalten. 
. 327 cm lang. 

2 AN REEL FE 

.. ca. 320 cm lang. 

. 3°30 cm lang. 


HH 
SRAMIEOM-OOW-n TUR 


j MEET 
’ WOHL). = 
i Be; 
„2%. 2:90 „ 


” 
22: ir 
„ 22. Unvollkommen erhalten. 
»„ 23. und 24. Sind durch eine auflagernde Decke (Haut- 
reste ?) verhüllt. 
Wirbel 25. ca. 22 cm lang. 
„26. ca. 21cm lang. 
3: 214-176 em lang; 
28. 0:9. cm lang. 
». 29. Der Wirbelkörper fehlt, der mediane untere Dorn 
ist vorhanden. 
Wirbel 30. In seinen medianen Fortsätzen teilweise erhalten. 


Im allgemeinen nehmen sonach die Längendimensionen bis über 
die Mitte hinaus zu, jedoch ohne volle Gleichmäßigkeit !). 


» 


!) Bei dem mir zum Vergleiche vorliegenden Skelette von Thynnus thynnus 
sind die ersten vier Wirbel ohne untere Fortsätze, beim dritten beginnen die Rippen; 
die anderen besitzen nur kurze seitliche Anhänge. Vom sechsten Wirbel an be- 
ginnen die seitlichen Fortsätze nach unten zu rücken, vom achten an beginnt die 
untere Bogenbildung. 

Die Wirbellängen an den gleichen Stellen gemessen, verhalten sich folgender- 
maßen: der 5. und 6. messen 128 cm, der 7.—11. ['37 cm, 12. und 13. 1'47 cm, 
14. und J5. 15 cm, 16.—20. 1'57 cm, 21. und 22. 1'63 cm, 23. und 24. 1'69 cm, 
25.— 27. 180 cm, 28. 191 cm, 29. und 30. 2°12 cm, 31. 217 cm, 32. 2:14 cm, 
33. 2:1 cm, 34. 176 cm, 35. 1'51 cm, 36. 0'738 cm, der 37. 0'52 cm. 

Es zeigt sich somit eine ähnliche Ungleichmäßigkeit der Wirbelkörperlängen. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1, Heft. (Fr. Toula.) 8 


98 Franz Toula. J [8] 


Diese Zunahme der Länge reicht bis zum 13. Wirbel, dann 
folgen bis zum 18. Wirbel annähernd gleich lange, aber doch etwas 
variable Wirbelkörperlängen (zwischen 3°3 cm und 3'2 cm schwankend), 
worauf dann die Länge wieder abnimmt. 

Der erste bis siebente Wirbel sind ohne Hämapophysen. Die 
Ansatzstellen für die seitlichen Anhänge (Rippen) sind erst beim vierten 
Wirbel deutlich erkennbar; sie rücken allmählich nach unten, so daß 
sie beim achten Wirbel mit nach abwärts gerichteten Fortsätzen ver- 
sehen sind. Die Neurapophysen beim ersten und zweiten Wirbel sind 
sehr kräftig und nach aufwärts gerichtet, beim zweiten sogar knotig 
verdickt, während sie vom dritten Wirbel an schräg nach rückwärts 
sewendet sind. Die vorderen und rückwärtigen Zygapophysen sind 
kräftig entwickelt (beim ersten Wirbel ist nur die rückwärtige Zyga- 
pophyse wohlerhalten) und laufen die rückwärtigen in einen förmlichen 
kurzen Dorn aus, der schon am vierten und fünften Wirbel zu 
beobachten ist. Beim dritten, vierten und fünften. Wirbel sind auch 
die vorderen Zygapophysen stark verdickt und spitz dornartig ver- 
längert, während sie bei den hinteren Wirbeln allmählich schwächer 
werden. Die Fossetten der ersten sechs Wirbel sind von jenen der 
übrigen verschieden. Die eine nach vorn gerichtete Fossette des ersten 
Wirbels ist eng und von elliptischem Umrisse. Außerdem sind noch 
vier kleinere Vertiefungen, eine davon am Öberrande der hinteren 
Zygapophyse, vorhanden. Beim zweiten Wirbel ist die Fossette durch 
eine in der Mitte von oben nach abwärts ziehende Leiste in eine 
vordere größere und eine hintere kleinere Grube geteilt (auch beim 
ersten Wirbel leicht angedeutet). Beim dritten Wirbel liegt eine 
einheitliche weite, tiefe vordere Grube vor, die hintere und die 
Leiste rücken weit nach rückwärts. Beim vierten und fünften Wirbel 
ist es ähnlich so, doch rückt jene Leiste gegen die Mitte und er- 
scheint die rückwärtige Grube weiter und tiefer. Diese Grube wird 
dann beim siebenten bis zehnten Wirbel die Hauptvertiefung. Bei den 
späteren Wirbelkörpern bilden sich dafür die unteren Fossetten heraus. 

Die Unterseite des ersten Wirbels zeigt seichte Längs- 
furchen, welche am zweiten Wirbel besonders wohlentwickelt, in der 
Vierzahl an der einen erhaltenen Seite, auftreten. Beim dritten Wirbel 
treten diese Furchen zurück und sind beim vierten bis auf zwei seichte 
Längsgruben verschwunden. Beim fünften Wirbel ist die Unterseite 
fast ganz glatt und ähnlich so beim sechsten, während vom siebenten 
an unten je eine mittlere Furche auftritt, die sich weiterhin immer 
enger und tiefer ausgestaltet. 

Die Oberfläche der ersten Wirbel weist eine zierliche Ornamen- 
tierung auf in der Form von zarten Grübchen, welche besonders in 
der Nähe der Ränder entwickelt sind, sich bei dem ersten bis fünften 
Wirbel auch auf den Zygapophysen finden. Weiter nach rückwärts 
werden diese Grübchen räumlich etwas beschränkter und erscheinen 
vom siebenten Wirbel an durch zarte Längslinien in Reihen geordnet. 
Vom 11. Wirbel an ist die Grübchenverzierung hauptsächlich auf die 
vordere Randpartie beschränkt und auf der rückwärtigen Hälfte nur 
als feine Punktierung angedeutet. Weitere Details anzugeben unter- 
lasse ich, es wäre ermüdend, 


[9] Über einen dem Thunfische verwandten. Raubfisch. 99 


An dem zehnten Wirbelkörperreste erkennt man die auf den 
nächstfolgenden Wirbelkörper oben hinübergreifenden hinteren Zyg- 
apophysen, welche am 15. Wirbel schon leicht bogenförmig gekrümmt 
erscheinen und am 18. förmlich hakenartig in Gruben des folgenden 
Wirbels eingreifen. An den stärker eingeschnürten Wirbelkörpern, 
vom elften an zu beobachten, treten an den Seitenflächen zwei Gruben 
auf, welche eine zum Teil grubig gefurchte mittlere Erhöhung be- 
grenzen, die sich nach rückwärts verbreitert. 

Auffallend verschieden von den vorhergehenden sind der 25., 26., 
27. und 28. Wirbelkörper der Schwanzregion gebaut (man vergleiche 
Tafel III, Fig. 14), die in sicherem Verbande mit den vorhergehenden 
vorliegen. Die mittlere Erhöhung an den Seiten ist am 25. Wirbel 
noch vorhanden, aber auffallend verschmälert. An der oberen Seite 
sind die beiden rückwärtigen Zygapophysen mit den Neurapophysen 
in eine zungenförmige Platte vereinigt, welche sich auf den nächst- 
folgenden Wirbelkörper bis an seinen hinteren Rand legt, eine Ent- 
wicklung, die bei T’hynnus thynnus am 32. Wirbel ganz deutlich so 
zur Entwicklung kommt, wo diese Platten noch inniger aufliegen wie 
bei unserem Individuum. Der 26. Wirbel zeigt eine ganz ähnliche 
Platte auch an der Unterseite, wieder ganz analog wie bei Thynnus 
thynnus beim 32. Wirbel. Während jedoch bei Thynnus diese Platten 
auch bei den nachfolgenden letzten Schwanzwirbeln innig auf den 
nächstfolgenden Wirbeln aufliegen, erheben sie sich bei unserem Reste 
vom 27. Wirbel ab mit der kräftigen, stark verdickten Spitze und ragen 
dornartig über die Wirbelkörper hinaus. Der untere dieser Dornen 
liegst abgebrochen vor (man vgl. Taf. III, Fig. 15). Am 28. Wirbel ist 
der untere Dorn bogenförmig nach vor- und abwärts gekrümmt. 

Vom 29. Wirbel, dessen Körper fehlt, sind die beiden Dornen 
recht wohl zu erkennen. Dieselben legen sich innig an die Hypural- 
platte am Schwanzhiuterende an, die Spitze der unteren ist leider ab- 
gebrochen. Nahe der Basis des oberen Dornes schon des 27. Wirbels 
erkennt man eine Grube, welche die Durchtrittsstelle des Chorda- 
stranges andeuten könnte. 

Von einer seitlichen plattigen Vorragung an den 
letzten Wirbelkörpern ist nicht die leiseste Andeutung 
zu erkennen, weder am 25. noch am 27. oder am 28. Wirbel, während 
bei dem mir zum Vergleiche vorliegenden Skelette von Thynnus thynnus 
schon am 30. und 31. Wirbel leichte Andeutungen, am 32.—34. aber 
scharf vorragende Knochenplättchen (Parapophysen) entwickelt sind, 
welche von der mittleren Erhöhung an den Seiten ausgehen. Ahnlich 
verhält es sich bei Pelamys sarda, während es sich bei Cybium ähnlich 
so verhält wie bei unserem Tierreste. Das Hypurale unseres Restes 
läßt eine mittlere, wenig vorragende Leiste auf seiner seitlichen Mittel- 
linie erkennen. Es besteht aus zwei Teilen, welche in dieser Mittellinie 
innig aneinanderschließen und knöchern verbunden sind. Es läßt seine 
Bildung aus Hämapophysen im unteren, aus Neurapophysen im oberen 
Teil recht wohl erkennen. Der obere Dorn des 30. Wirbels schließt 
sich, wie schon erwähnt wurde, innig an diese Platte, in welcher die 
Fortsätze miteinander verschmolzen sind. Dasselbe gilt für die untere 
Hälfte. Dort, wo beide Hälften aneinandergrenzen, liegt jene aus zwei 

8* 


0 Franz Toula. [10] 


Teilen (Leistehen) bestehende Vorragung an der Verwachsungsstelle, 
deren unterer Teil mit einer Erhöhung am 30. Wirbel im Zusammen- 
hange steht, wohl dem Querfortsatze beim Karpfenschwanze entsprechend 
(Brühl, Anfangsgr. d. vgl. Anat., Taf. II, Fig. 6 und 7), während der 
obere Teil erst hinter der Neurapophyse des 30. Wirbels beginnt. 

An der seitlichen Oberfläche des Hypurale glaube ich fünf oder 
sechs Strahlen oder Dornen zu erkennen, und zwar sowohl auf der 
oberen als auch auf der unteren Hälfte, welche miteinander mehr 
oder weniger innig verschmolzen sind, wie man an dem hinteren Ende, 
an der Anheftungsstelle der Schwanzflosse, deutlich erkennt, wo man 
diese Verschmelzung an je drei elliptischen Endflächen beobachten 
kann (Taf. III, Fig. 16«). Nahe der Vereinigungsstelle, etwas oberhalb 
der mittleren seitlichen feinen Rinne, zwischen den beiden erwähnten 
Leistechen, scheint sich die Ausmündung eines Fırnährungskanales zu 
befinden. — 

Unter den vereinzelt erhalten gebliebenen Knochenresten der 
Schädelregion ist einer besonders auffallend (Taf. II, Fig. 9). Es sind 
Stücke von vier Knochen, welche durch ein kiesiges Bindemittel mit- 
einander verkittet sind. Je zwei und zwei gehören zusammen. Ihr voll- 
kommen symmetrischer Bau beweist dies, so daß offenbar bei der Ein- 
bettung des Skelettes das eine Paar unter das andere zu liegen kam. 
Ich konnte dabei nur an Teile des Zungenbeines denken, welche 
Vermutung durch Herrn Kustos Siebenrock sichergestellt wurde. 

Ich denke dabei an das Hypohyale, den vordersten, und das 
Ceratohyale, den mittleren der großen Hauptknochen der seitlichen 
Bögen; das mediane Glossohyale fehlt. 

Weiters fällt ein Stück auf (Taf. III, Fig. 18 a, 5, c), das in 
seinem vorderen, Gelenke tragenden Teile wohlerhalten ist, während 
der rückwärtige Teil, der auf der einen Seite mit einer nicht 
sehr kräftigen, flachen Knochenplatte versehen gewesen sein dürfte, 
abgebrochen ist. Auf der anderen Seite ist der Knochen wenig breit 
‚und zeigt eine scharfe, jener Knochenplatte zugewendete Kante, 
während der andere Rand, dick und gerundet, eine seichte Längs- 
furche besitzt. Das vordere Gelenksende zeigt eine Art Gelenkkopf 
mit zwei in spitzem Winkel gegeneinander geneigten kleinen, aber wohl 
ausgeprägten Gelenkflächen; von diesem Gelenkkopfe geht ein seitlich 
vorragender Fortsatz aus, der auf der einen Seite eine rundliche 
Gelenkfläche besitzt. Zwischen diesen beiden Gelenkfortsätzen be- 
findet sich eine weitere schräggestellte Gelenkfläche auf der Mitte 
des dahinter beginnenden Längsknochens. Eine sichere Deutung ist 
mir schwer zu geben, doch dürfte auch dieses Stück aus dem Kiemen- 
gerüste stammen. Ich denke dabei an den ersten, den an das Urohyale 
anschließenden Knochen (Copula) eines Kiemenbogens. 

Kleine Bruchstücke von Flossenstrahlen der Extremitäten liegen 
gleichfalls vor. Ebenso einige Stachelstrahlen der unpaarigen Flossen. 
Mehrere derselben besitzen eine gewisse Ähnlichkeit mit den von 
F. Steindachner (1859, Taf. VII, Fig. 9 u. 10) vom: Caranx caran- 
yopsis zur Abbildung gebrachten Strahlen mit einer Furche an der 
Hinterseite, was freilich auch bei den Flossenstacheln von Thynnus 
sich ähnlich so verhält. Das Taf. III, Fig. 17 abgebildete Stück ist wohl 


[11] Über einen dem Thunfische verwandten Raubfisch. 61 


einer der Strahlen der Brustflosse, jenes Taf. IIi, Fig. 20 abgebildete 
eine der seitlich eingefügten Gräten. 

Schließlich sei erwähnt, daß auch einige kleine ÖCycloidschuppen 
im Gestein gefunden wurden, aber nur wenige und meist nur Bruch- 
stücke. Das beste Stückchen habe ich Taf. III, Fig. 21 zur Abbildung 
gebracht. Es zeigt unter der Lupe eine sehr zarte konzentrische 
Streifung und auf der vorderen Hälfte eine Andeutung einer leichten 
radialen Faltung oder Streifung. — Zittel (Paläontologie, I, 3, 
S. 16) bildet eine Schuppe von Nauerates ductor (Carangide) ver- 
srößert ab, welche einige Ähnlichkeit hat, nur ist die Faltung bei 
dieser Form viel deutlicher ausgeprägt als bei unserem Stückchen. 


B. Fischreste derselben Art oder einer sehr nahe- 
stehenden Form. 


(Aus der geologisch-paläontologischen Sammlung des k. k. naturhistorischen 
Hofmuseums.) 

Im naturhistorischen Hofmuseum finden sich ziemlich viele Reste 
von großen Scombriden. Von Unterkieferästen möchte ich zwei rechte 
Äste zum Vergleiche zur Abbildung bringen. Sie stammen beide aus 
dem Congerientegel von Vösendorf (Taf. III, Fig. 4 und 5). Beide 
Stücke rühren von kleineren Individuen her und reichen viel weiter 
nach rückwärts, so daß die Furche für das Articulare zur Wahr- 
nehmung kommt. 

Bei dem Siebenhirtener Kiefer mißt das Stück bis zu dem er- 
wähnten Beginne der Artikularfurche 975 cm, bei den Vösendorfer 
Stücken betragen die Längen bei dem einen 6°9 cm, bei dem zweiten 
1:96 cm. Die Symphysenenden sind einfacher gestaltet, etwa so wie 
es A. Koch bei seinem Sphyraenodus hexagonalis zeichnet. Im übrigen 
besteht kaum ein Zweifel, daß man es mit einer dem Siebenhirtener 
Reste mindestens sehr nahe stehenden, vielleicht sogar damit über- 
einstimmenden Art zu tun habe. Die Bezahnung ist vollständig zu 
verfolgen, so daß bei dem einen Stücke die zwei vordersten Zähne 
nahe der Symphyse wohlerhalten sind. Die Zähne sind der Form 
nach sehr ähnlich, die Längsstreifung ist ganz analog und besonders 
nahe der Basis scharf ausgeprägt; die Furchung der Zähne ist dagegen 
kaum angedeutet. Die Zahnquerschnitte messen von vorn nach rück- 
wärts 4 mm und 3°8—3°9 mm, von außen nach innen aber 3°9—3°7 mm. 

Ein Kieferbruchstück eines mittelgroßen Individuums liegt im 
Hofmuseum auch aus der Lob’schen Ziegelei (im Congerientegel von 
Neudorf bei Mödling). Es ist als Sphyraenodus hexagonalis Koch 
bezeichnet. Die drei wohlerhaltenen Zähnchen zeigen die Furchung 
der Kronen wohl sehr schön, aber ohne die Sechszähligkeit. 

Unter den Stücken von Vösendorf findet sich auch ein Bruch- 
stück einer linken Oberkieferhälfte (Taf. III, Fig. 6), und zwar ein 
großes Stück des mit Zähnen besetzten Zwischenkiefers und, in ver- 
schobener Stellung damit verkittet, des zahnlosen dahinter liegenden 
eigentlichen Oberkiefers, der als ein schlanker, aber unten scharf- 
kantiger, in der Mitte kräftig verdickter, im Innern schwammig ge- 


62 Franz Toula. [12] 
bauter Knochen vorliegt, und zwar mit der hinteren, dem Gelenke 
zu gelegenen Hälfte. Der Zwischenkiefer zeigt mit jenem des mir 
zum Vergleiche vorliegenden Thunfisches (Thynnus thynnus Linne) 
überraschende Ähnlichkeit. Die gegen oben und rückwärts ziehende 
Knochenplatte am vorderen Ende, mit der Symphyse, ist, wenn auch 
etwas zerdrückt, doch im ganzen wohlerhalten. Auf der Oberfläche 
ist er mit einer zarten, bogig gekrümmten Streifung versehen; der 
die Zähne tragende Ast ist glatt mit zarter Längsstreifung. Am unteren 
schmalen Rande sitzen die Zähne. Nur einer derselben, etwa der sechste, 
ist wohlerhalten, von den vordersten Zähnen sind drei Wurzeln übrigge- 
blieben, zwei weitere sind aus den Alveolen herausgebrochen. An den 
abgebrochenen Zähnen erkennt man deutlich, daß sie in der Mitte einen 
engen Hohlraum besitzen. Von den hinteren Zähnen sind nur Zwei 
erhalten. Die Zähne sind kegelförmig spitz, leicht hakig, nach einwärts 
sekrümmt und wie die Unterkieferzähne glänzend längsgestreift, aber 
ohne deutlichere Furchung. Das erhaltene Bruchstück hat eine Länge 
von 8'86 cm. Der sechste Zahn ist 5°7 mm hoch, der Längsdurch- 
messer an der Basis mißt 27 mm, der Querdurchmesser (von außen 
nach einwärts) 2:8 ınm (!). 

Als Cybium Partschi Münster findet sich im Hofmuseum ein 
kleines Kieferstückchen, mit zwei erhaltenen und einem abgebrochenen 
Zähnchen, aus der Inzersdorfer Ziegelei (10 Klafter tief) aus dem 
Jahre 1865. Das Stück dürfte dem hinteren Teile eines Zwischen- 
kiefers entstammen. Die Zähnchen sind, wenn man sie mit den 
Abbildungen bei Münster (Lit. Angaben 1846, Taf. III, Fig. 1) 
vergleicht, viel schlanker als diese, die beiden Durchmesser sind bei- 
nahe oder ganz gleich, 3'2:3°2 und 3:25 mm bei 5'8 mm Höhe. Das 
abgebrochene Zähnchen zeigt im Zentrum der Bruchfläche ein aus der 
Wurzelmitte aufragendes Zäpfchen, das von einem Kreise von kleinen 
röhrenförmigen Hohlräumen umgeben erscheint. Die Dentinsubstanz 
läßt unter der Lupe eine zarte radiale Faserung erkennen. 

Große Ähnlichkeit zeigt ein anderes Kieferstückchen, wohl gleich- 
falls von einem Zwischenkieferzahnaste stammend, aus der Ziegelgrube 
von Leopoldsdorf (Dachlers Ziegelei). Von diesem Fundpunkte 
stammt auch ein hinteres Ende des Zwischenkiefers mit einem wohl- 
erhaltenen Hakenzähnchen und einem Querbruche eines zweiten mit 
zentraler Höhlung. Endlich liegt von Leopoldsdorf auch ein Symphysen- 
ende eines linken Unterkiefers vor, mit drei wohlerhaltenen, stark 
gekrümmten Zähnchen; das vorderste mit einem Längsdurchmesser von 
43 mm und einem Querdurchmesser von 3’6 mm bei einer Kronen- 
höhe von 6'3 mm Andere Maße sind schon oben angegeben worden. 

Von Inzersdorf liegen mehrere Kieferbruchstücke mit Zähnen 
im Hofmuseum, welche auf ein viel größeres Individuum schließen 
lassen (Taf. III, Fig. 7 und 3). 

Die Zähne sind gleichfalls kegelförmig, aber nur leicht nach 
einwärts gebogen, ohne die hakenförmige Krümmung der Spitze zu 
zeigen. Auffallend ist weiter der ganz andere Querschnitt. Der eine 
dieser Zähne mißt an der Basis von vorn nach rückwärts 7'O mm, 
zwei andere 6'1 mm, während ihre Breite, von außen nach innen, 
TO mm und 75 mm beträgt. 


[135] Über einen dem Thunfische verwandten Raubfisch. 63 


A. Koch betont besonders (1904, pag. 45), daß die Zähne von 
Sphyraenodus hexagonalis eine konische Zahnhöhle nicht besitzen. Er 
zeichnete auch einen Durchschnitt (l. e. Taf. VI, Fig. 6), an dem man 
das Hinaufreichen der Vasodentinsubstanz der Wurzel in die Zahnhöhle 
schön verfolgen kann. 

Bei den Zähnen von Inzersdorf fällt dagegen auf, daß sie durchweg 
im Innern weite Hohlräume aufweisen, mit kräftigen Längsstreifen. An 
einem Kieferbruchstücke (Taf. III, Fig. 8) sind sieben direkt anein- 
andergestellte Zähne zu erkennen, deren Kronen abgebrochen sind 
und in einzelnen Bruchstücken vorliegen, an welchen man das Hinauf- 
reichen der inneren Hohlräume bis gegen die Spitze beobachten kann. 
Die spongiösen Wurzeln lassen gerade bei diesen Stücken das Ver- 
schmelzen mit den Kiefern recht deutlich erkennen. Das schwarze 
dichte Dentin läßt unter der Lupe deutlich konzentrische, dünne Lagen 
erkennen und springt gegen den inneren Hohlraum eigenartig wulstig 
vor, wodurch die wulstige Längsstreifung an der Innenseite sich ergibt. 
Die inneren Hohlräume erstrecken sich bis tief in die Wurzel. Hohle 
Kegelzähne finde ich bei Agassiz an der Abbildung des kretazischen 
Hypsodon Lewesiensis (Taf. XXVa, Fig. 2 und auf Taf. XXVD, Fig. 1, 
2 und 3). Diese Form wurde von Mantell zuerst als Megalodon? 
Lewesiensis bezeichnet. 

„Aypsodon Lewesiensis“ Ag. (Taf. XXVD, Fig. 4 u. 5, unvoll- 
ständiger Schädel) wurde neuerlichst von Smith Woodward (1901 
[IV]. pag. 33) als Tihrissopater magnus n. sp. bei den Elopideen, der 
von Agassiz unter demselben Namen (l.c. Taf XXVb, Fig. 1 u. 2, 
ÖOberkieferreste) behandelte Rest, aber als Portleus Mantelli Neuton 
(l. e. pag. 95) bei den Chirocentrideen eingereiht, welchen auch 
Hypsodon Lewesiensis Geinitz aus dem sudetischen und böhmischen 
Turon zugesellt wird. (Das von Agassiz nur zur Abbildung gebrachte 
Stück [Schuppen] von Hypsodon Lewesiensis [l. c. Taf. XXVa, Fig. 5 u. 6] 
hat Sm.Woodward als Uladocyelus Lewesiensis Ag. beschrieben und ab- 
gebildet.) Sonach werden alle diese Formen weitab von den Scombriden 
eingereiht. — Die großen Zähne aus dem Inzersdorfer Tegel bleiben 
auf jeden Fall ihrer Bestimmung. nach fraglich und werden glückliche 
bessere Funde abzuwarten sein. 

Von Vösendorf liegt auch ein Stück vor, das aus der Opercular- 
region stammt. Vor allem das ÖOperculum selbst, aber auch das 
Praeoperculum,. Dahinter scheinen Teile der vorderen Extremität zu 
liegen. (Schulterblatt ?) 

Im Hofmuseum liegen ferner zahlreiche einzelne Wirbelkörper, 
und zwar von Inzersdorf, Hungelbrunn, Matzleinsdorf, 
Leopoldsdorf, Rotneusiedl und Vösendorf. Ich bringe davon 
nur den zweiten und dritten Wirbel von Leopoldsdorf zur Abbildung 
(Taf. III, Fig. 12), weil der Erhaltungszustand der Oberfläche ein be- 
sonders guter ist und erkennen läßt, daß die Skulptur derselben eine 
von jener unseres Fossils sehr verschiedene ist. — Ob in der Tat alle 
jene Wirbel von Scombriden stammen, muß ich dahingestellt sein lassen; 
es finden sich darunter welche, die mehr jenen etwa von G@adus pan- 
nonicus (A. Koch, 1. e. Taf. I, Fig. 1—3) ähnlich sind oder auch von 
Serranus herstammen könnten (A. Koch, |. c. Taf. VII, Fig. 1). 


64 Franz Toula. [1+#] 


C. Über die in der Literatur verzeichneten Arten, mit 
vergleichenden Betrachtungen. 


Es ist selbstverständlich, daß ich mich bemühte, aus der Literatur 
die auf Sphyraenodus bezüglichen Angaben kennen zu lernen, wobei 
ich auch die auf die fossilen Scombriden überhaupt bezugnelımenden 
Abhandlungen in Betracht zog. 


1796. In der Ittiolitologia Veronese von Volta (1796) sind vom 
Monte Bolca mehrere Scombriden zur Abbildung gebracht worden, 
darunter Scomber Thynnus (CXIX, Taf. XXVII), welcher von Agassiz 
als Tihynnus bolcensis bezeichnet wurde, ferner Scomber alatunga und 
Scomber trachurus (= Thynnus propterygius Agassiz |Poiss. foss., Bd. V, 
Taf. XXVII], mit welchem Namen Agassiz übrigens eine ganze Reihe 
von Volta unter verschiedenen Namen bezeichnete Formen zusammen- 
gefaßt hat) }). 

Scomber thynnus Volta (= Thynnus boleensis Ag.) läßt auf Voltas 
Abbildung nur 25 Wirbel erkennen, doch dürften deren mindestens 
29 vorhanden gewesen sein. Die verjüngten Schwanzwirbel lassen 
ganz ähnliche, zur Ubereinanderlagerung geneigte Hämapophysen 
erkennen. Leider ist der Schädel so schlecht erhalten, daß von der 
Bezahnung nichts zu erkennen ist. Auch die Hypuralplatte ist nur an- 
gedeutet. T’hynnus propterygius Ag. (= Scomber trachurus Volta) dürfte, 
wie gesagt, 29 oder 30 Wirbel besessen haben, welche in der Mitte 
viel stärker eingeschnürt erscheinen, als dies bei unserer Form der 
Fall ist. (Sie erinnern in der Tat etwas an jene von Sphyraena.) 

Erwähnt sei auch, daß Volta einen Scomber pelamys (Taf. XIV, 
Fig. 1) abbildete (die spitzen Zähne sind deutlich erkennbar), den 
auch Blainville genannt hat (Poissons fossiles 1818, deutsch von 
J. F. Krüger 1823). Agassiz hat auch diese Form — die Originale 
des Voltaschen Werkes sind nach Paris gekommen - als Thynnus 
propterygius bezeichnet (Neues Jahrb. für Min. etc. 1835, S. 292; 
Poissons fossiles V, Taf. 27), obgleich gerade dieses Original in der 
Pariser Sammlung fehlt. 

Die Stellung dieser Form bleibt nach Storms offen. 


1835—43. L. Agassiz (Recherches sur les poissons fossiles, 
Bd. V, 1853—43) hat folgende Gattungen zu den Scombriden gerechnet: 

Gasteronemus, Acanthonemus, Vomer, Zeus, Lichia, Trachinotus, 
Carangopsis, Amphistium, Palimphyes, Archaeus, Isurus, Ductor, 
Thynnus, Orceynus, Uybium, Enchodus, Anenchelum, Nemoptery&, 
Palaeorhynchus und Hemirhynchus?). 

Von diesen sind von Albert Günther (Handbuch der Ichthyo- 
logie, deutsche Ausgabe 1886) nur die Gattungen Palimphyes, Isurus, 
Thynnus und CUybium bei der Familie der Scombriden belassen worden, 


') Nach Storms (]. c. 1888, 176) entfernt sich übrigens „Thynnus pro- 
pterygius Agassiz* weit von der Gattung Thynnus, durch die verschiedene Ausbildung 
der Fossetten an den Seiten der Wirbelkörper. 

?) Uber die Scombriden des Londontons hat L. Agassiz (Ann. sc. nat. 
1845, c. III) einen eigenen .Bericht erstattet. 9 Gattungen mit 12 Arten. 


[15] Über einen dem Thunfische verwandten Raubfisch. 65 


wozu noch von auch fossil vertretenen Gattungen Scomber und Auxis 
kommen. 

K. A. v. Zittel (Paläontologie I, III, pag. 508) stimmt damit 
überein, fügt aber selbstverständlich auch Orcynus hinzu. Sphyraenodus 
Ag. führt Zittel dagegen als Synonym bei Dictyodus Owen an und 
stellt diese Gattung mit Sphyraen« zu den Mugiliformes Harder, 
während Agassiz (Poissons fossiles, V, S. 145) diese beiden Genera 
als eine eigene Familie, Sphyrenoides, direkt an die Scombriden an- 
schließt, indem er mit Sphyraenodus die damals wenig bekannten 
Saurocephalideen oder Saurodontideen und auch den in seiner Stellung 
noch immer fraglichen Typus Cladocyclus Ag. vereinigte, welche Zittel 
teils an die Silurideen anschließt (Saurocephalideen), teils zu den 
Mugiliformes stellt (Cladocyelus Ag.). 

Die Wirbelsäule von Oybium speciosum Ag. (l. c. Taf. XXV) vom 
Monte Bolca hat viel Ähnlichkeit mit unserem Reste. Diese Art dürfte 
30 Wirbel besessen haben, während ich bei dem rezenten Cybium 
regale Bloch aus der Lagune von Mexiko der Wirbel 46 zähle. 


18358. R. Owen hat (Rep. brit. Ass. VII, 1838, Notices ete., 
S. 142) ein neues Genus Dictyodus als zu den Sphyraenoideen 
gehörig aufgestellt, und zwar auf Grund vereinzelter Oberkieferzähne, 
deren Bau er studiert hatte. Die zierlichen Markkanäle werden als 
das Charakteristische hervorgehoben. Die größten derselben enthalten 
im Innern eine körnelige Substanz. 

In seiner Odontographie (London 1840—45) hat Owen einen 
stark vergrößerten Längsschnitt eines dieser Zähne zur Darstellung 
gebracht (Taf. LIV), dem die Spitze fehlt. Die Kanäle erfüllen die 
ganze Innenmasse (Vasodentin) und werden von einer dünnen, von 
radialen Dentinröhrchen durchsetzten Dentinhülle umgeben, die äußer- 
lich einen sehr dünnen Schmelzüberzug besitzt. 

Wichtig ist, daß Owen in dieser späteren Publikation (S. 121) 
sein Geschlecht Dictyodus als Sphyraenodus Ag. bezeichnet, die Über- 
einstimmung damit scharf betont und den Namen Dictyodus hinter 
jenem Agassizschen anführt: Sphyraena, Sphyraenodus, Dietyodus und 
Saurocephalus faßt er zusammen und stellt sie zu den Scombriden. 

Das Vasodentin scheint nicht in allen Fällen und Altersstadien 
Bestand zu haben, wie die Zähne von Inzersdorf zeigen können, welche 
ich oben besprochen und Taf. III, Fig. 7 und 8 zur Abbildung gebracht 
habe; auch an einzelnen Zähnen des Restes von Siebenhirten wurde 
auf das Vorhandensein von inneren Hohlräumen hingewiesen. 


1846. Im 7. Hefte der Graf Georg zu Münsterschen Beiträge 
zur Petrefaktenkunde, nach dem Tode des Autors von W. Dunker 
1846 herausgegeben, finden sich S. 25 Reste von Cybium Partschi 
Münster als der Familie der Scombriden zugehörig, aus einer Lehm- 
grube bei Inzersdorf am Wienerberge beschrieben, und zwar ein kleines 
Bruchstück des Kiefers mit einem einzelnen noch festsitzenden Zahn, 
ein kleines Kinnladenstück mit noch drei darin sitzenden Zähnen und 
zwei einzelne noch im Kieferknochen sitzende Zähne. Der Autor gibt 
an, daß schon auf der re ea Etikette die Reste als „ re 
bezeichnet waren. - 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (Fr. Toula.) 9 


66 Franz Toula. [1 6] 


Zur Abbildung (l. e. Taf. III, Fig. la—d) ist nur das an zweiter 
Stelle genannte Stückchen gekommen. Die frühzeitige Bestimmung 
der unbedeutenden Reste als Uybium ist auffallend genug, da damit 
schon damals die Zugehörigkeit zu den Scombriden erkannt, wenngleich 
die Bezeichnung des Restes als Cybium auf jeden Fall etwas gewagt 
war. Die fast rein konischen Kronen sprachen dagegen, da die Zähne 
von Üybium durch die Zweischneidigkeit auffallend genug charakterisiert 
erscheinen, gerade dieses Merkmal aber bei „Uybium Partschi*“ kaum 
angedeutet war. Münster beschrieb die Zähne wie folgt: 

„Die Zähne sind kurz, diek, konisch, klauenförmig gebogen, an 
der Basis fast so breit als die ganze Höhe; bei einigen bemerkt man 
an den Seiten einen schwachen Kiel, wodurch der Zahn etwas eckig 
erscheint; von außen ist er glänzend schwarz, an der Basis zeigen 
sich kurze feine Reifen. Die Knochen des Kiefers, worin die Zähne 
sitzen, sind schwammartig porös, die Zähne sitzen ziemlich weit aus- 
einander.“ 

Diese Originalstücke konnte ich unter den mir wit großer 
Liberalität durch Herrn Kustos E. Kittl zur Verfügung gestellten 
Fischresten aus den Oongerienschichten nicht auffinden, sie mögen 
bei den wiederholten Lokalveränderungen beim Umzuge in das neue 
Hofmuseumsgebäude in Verstoß geraten sein. 

Das in natürlicher Größe zur Abbildung gekommene Stück mißt 
etwa 18 mm, der Durchmesser an der Basis einer der Zähne 3:5 mm, 
die. Höhe der Krone 4°8 mm. Einer der erwähnten seitlichen „Kiele“ 
wurde bei einem der einzelnen Zähne (Fig. le) recht deutlich ge- 
zeichnet. Die breite poröse Basis des Zahnes mißt im Durchmesser 
5 mm, in der Höhe 63 mm. 

In Zittels Paläontologie III, S. 309 wird bei dem Geschlechte 
Cybium (und Scomberodon van Beneden) dieses Kieferfragments 
und der Zähne, „angeblich im Tegel von Inzersdorf bei Wien“, Er- 
wähnung getan. 


1846. H. v. Meyer erwähnte zuerst im Neuen Jahrb. f. Min. 
ete. 1846, S. 597 Kieferfragmente aus dem tertiären Sande von 
Flonheim, „von Fischen aus der Familie der Sphyraenoiden“ mit den 
Charakteren von Sphyraenodus, welche als Sphyraenodus lingulatus 
und Sphyr. conoideus bezeichnet werden. 


1851. H. v. Meyer hat später die beiden Fischreste aus dem 
mitteloligocänen Tertiärsand von Flonheim beschrieben und abgebildet 
(Palaeontographica I, 1851, S. 230—282, Taf. XXXIII, Fig. 13 u. 14), 
Sphyraenodus lingulatus (1. ec. Fig. 14) hat „flach lanzettförmige* 
Zähne, welche vorn und hinten in scharfe Kanten ausgehen. 

Sphyraenodus conoideus (l. ec. Fig. 13) hat Zähne, die „an der 
Basis gewöhnlich noch einmal so stark“ und im Verhältnisse niedriger, 
konisch und „ohne scharfe Kanten“ sind. Sie zeigen einen elliptischen 
Querschnitt an der Basis. . 

Bei der ersteren Form wird man an die scharfschneidigen Zähne 
von Cybium (zum Beispiel jene des mir aus dem Hofmuseum im 
Skelett vorliegenden C. regale Bloch aus der Lagune von Mexiko) erinnert. 
In Zittels Charakteristik von Oybium (Paläont. III, S. 309) wird bei 


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[17] Über einen dem Thunfische verwandten Raubfisch. 67 


Cybium freilich angeführt: „Zähne konisch.“ Angeführt werden von 
Zittel: Cybium speciosum Ag. (Agassiz |. c. Taf. XXV), aus dem 
Eocän vom Monte Bolca, sowie Uybrum (Scombrinus Smith Woodi.) 
macropomum Ag. (l. e. Taf. XXVI, Fig. 1—3) aus dem Londonton von 
Sheppy. (Smith Woodward hat 1901 [Catalogue, IV, S. 469] Sphyrae- 
nodus lingulatus H. v. M. zu Uybium gestellt, Sphyraenodus conoideus 
H.v, M. aber als nahe verwandt mit Stereodus R. Ow. bezeichnet, ein auf 
unbestimmbare Reste von Malta begründetes Scombridengeschlecht.) 


1850. F. Dixon in seiner Geologie von Sussex (S. 112, Taf. XI, 
Fig. 24) bezeichnet ein Kieferfragment aus dem mittleren Eocän als 
Sphyraenodus tenuis n. sp. ohne jede weitere Erklärung. (Smith 
Woodward hält den Rest mit vollem Rechte [1901, IV, S. 469] für 
genetisch unbestimmbar und stellt ihn anhangsweise zu Uybium.) 


1855. Heckel hat (Sitzungsber. d. Wiener Akad. 1853, XI, 
S. 122— 138) unter den von de Zigno nach Wien gesandten Fisch- 
resten vom Monte Bolca ein neues „Scoimbridengeschlecht* Vomeropsis 
(Vomeropsis elongatus Heck.) beschrieben. (Man vergleiche auch 
Denkschr. d. Wiener Akad. 1863, XXI.) Eine kleine Form, die in 
unserem Falle ganz außer Betracht bleibt. 

Auch Seriola lata Heck. wird vom Monte Bolca beschrieben. 
Schon Heckel macht aufmerksam. daß Lichia prisca Ag. zu Seriola 
gehöre und daß Scomber Cordyla Volta „auf Seriola lata zu beziehen 
sein dürfte“. 


1859. Franz Steindachner (Sitzungsber. d. Wiener Akad. 
XXXVI, 1859, S. 685, Taf. V, Fig. 1-—-12, Taf. VI und VII) hat 
Oaranz carangopsis Heck. aus dem sarmatischen Tegel von Hernals be- 
schrieben und abgebildet. Ein Fisch mit nur einer Reihe von gleichen, 
nicht sehr großen konischen Zähnen. Das Hypurale besteht aus zwei drei- 
eckigen, eng aneinander grenzenden Platten (man vgl. Fig. 10, S. 30). 


1859. Im Jahre 1859 hat Fr. Steindachner (Sitzungsber. d. 
Wiener Akad., XXXVIII, S. 776, Taf. II) einen von Radoboj stammenden 
Fischrest als Scomber susedanus beschrieben und abgebildet, welchen 
Namen Kramberger (Beitr. zur Paläont. von Österreich-Ungarn 
ete. II, 1882, S. 94), da eine Fundortverwechslung vorlag, in Scomber 
Steindachner: umwandelte. 

Auch F. Bassani (1876) hat unter den Fischresten von Radoboj 
das Vorkommen von Scomber festgestellt (Thynnus propterygius Ag.). 


1860. Valerian Kiprijanoff hat unter den Fischresten des 
kurskischen eisenhaltigen Sandsteines (Bull. Soc. nat., Moscou 1x60, 
XXXIHI, S. 602—670 mit 4 Tafeln) mehrere Wirbel als zu dem 
Geschlechte Thynnus gehörig bezeichnet (l. ec. S. 662, Taf. IX, Fig. 
7—10) Storms bezweifelt (l. c. S. 177), daß man es dabei mit 
Thynnus-Wirbeln zu tun habe und meint, daß sie von anderen Fischen 
der betreffenden Ablagerungen herrühren dürften (Saurocephalus, Pty- 
chodus etc.). 

Mit den Wirbelkörpern unseres Fossils hat keines der von 
Kiprijanoff abgebildeten, zu Thynnus gestellten Stücke (l. c. 
Taf. IX, 7—10) auch nur entfernte Ähnlichkeit. 

9* 


68 Franz Toula. [18] 


1861. J. J. Heckel und R. Kner (Denkschr. d. Wiener Akad. 
d. Wiss, math.-nat. Kl., XIX, 1861, S. 49-—-76) haben ein nicht ganz 
vollständiges Skelett von Scomber antigquus von Margarethen (Mittel- 
miocän) beschrieben (l. ce. S. 74). Eine kleine Form, von der 22 Wirbel 
erkennbar sind, bei welchen die zum Teil recht ungleiche Länge der 
Wirbelkörper besonders betont wird. 


1861. T.C. Winkler hat (Deser. des quelques nouv. especes 
des poissons du calcaire d’eau donce d’Oeningen. Harlem 1861) aus 
dem Oberoligocän schlanke, dünne und spitze Unterkieferstücke als 
Sphyraena Sternbergi beschrieben und mit den Agassizschen Formen 
von Sphyraena zusammengestellt. Sie bleiben bei unserem Reste außer 
Betracht. 


1868. F. de Botella (Deser. geol. Murcia y Albacete) führt 
von Lorca in Spanien das Vorkommen von Seriola Beaumonti an. Nach 
Smith Woodward reichen Beschreibung und Abbildung zur Be- 
stimmung nicht aus. 


1871. Einen für unsere Vergleiche sehr interessanten Fischrest 
hat P. J. van Beneden (Bull. Ac. Roy., II. Ser., XXXI, 1871, S. 493) 
unter dem Namen Scomberodon Dumontii (l.c. S. 504 u. Taf. III) 
beschrieben und abgebildet, und zwar aus dem Rupelton von Boom, 
einen Rest, welcher sich in der Sammlung van der Maelen befindet. 
Derselbe besteht aus einem Intermaxillare mit Zähnen im hinteren, 
verJüngten Teile und nahe dem vorderen Ende, und aus Unterkiefer- 
stücken. Die Zähne sind viel höher als bei unserem Reste und werden 
die Kronen als von außen gegen innen zusammengedrückt und lanzett- 
lich geformt beschrieben. Ihre Oberfläche ist giatt und glänzend. An 
der Außenseite zeigen sie eine leichte Depression. Sie sind leicht 
gegen einwärts gekrümmt. Van Beneden hat Scomberodon Dumontii 
als dem Sphyraenodus Agassiz angenähert und mit voller Bestimmtheit 
als einen Scombriden bezeichnet. Die unterscheidenden Merkmale 
unserem Siebenhirtener Reste gegenüber liegen hauptsächlich in der 
Gestaltung der Zähne, die bei Scomberodon vun Beneden lanzettlich 
zusammengedrückt erscheinen und nur wenig an der Spitze nach 
einwärts gekrümmt sind, in der Tat sonach am meisten an die Ver- 
hältnisse bei Cybium erinnern, mit welchem Geschlechte sie von 
Zittel folgerichtig in Zusammenhang gebracht wurden. Die An- 
deutung, welche van Beneden darüber macht, daß der Name 
Sphyraenodus eigentlich unzutreffend sei, ist gewiß beherzigenswert, 
da die betreffenden Reste mit Spliyraena nichts zu tun haben, sondern 
zu den Scombriden gehören. Auf jeden Fall wäre der Name Scomberodon, 
wenn er von Agassiz anstatt Splyraenodus gewählt worden wäre, ein 
glücklicherer gewesen. 

Van Beneden führt (l. e. 1871, S. 512) aus dem belgischen 
Mitteloligocän (Rupelton) auch Reste von Pelamys robusta an, hat aber 
die „charakteristischen“ Reste, ein großes Fragment eines Maxillare 
und eine Anzahl von Wirbeln, leider nicht zur Abbildung gebracht. 


1875. E. Sauvage (Mem. sur la faune ichthyologique de la 
periode tertiaire, Bibl. des Hautes etudes, VIII, 1873; Ann. Soc. geol., 


[19] Über einen dem Thunfische verwandten Raubfisch. 69 


IV, 1873, S. 1—272 mit 18 Taf.; man vergleiche auch Bull. Soc. geol. 
de Fr., 3. Ser., II, S. 312) hat die tertiäre Fischfauna behandelt und 
dabei die fossilen Fische von Oran und von Licata auf Sizilien. be- 
sprochen. Von Scombriden führt er an: T’hynnus angustus (Taf. III, 
Fig. 21), Th.? proximus (Taf. III, Fig. 24) und Zeus Licatae, alle drei 
von Licata stammend. Die erstgenannte Form ohne seitliche Fossetten, 
nach Storms zu Auzxis gehörig. Nach der Abbildung läßt der Erhaltungs- 
zustand der Wirbelkörper fast alles zu wünschen übrig. Die zweite Art, 
schon von Sauvage als fraglich bezeichnet, scheint der seitlichen 
Knochenplatten an den Schwanzwirbeln zu entbehren. Ihre Größen- 
verhältnisse sind nach Storms (S. 178) andere als die entsprechenden 
bei Thynnus. (Man vergleiche auch Ann. Sc. Nat., XIV, 1870.) 


1876. R. Lawley hat in seinen „Nuovi studi sopra al pesci ed 
altri vertebrati fossili delle colline toscani“ (Florenz 1876, 122 S. mit 
5 Taf.) pliocäne Fische besprochen, darunter Pelamys adunca und 
Sphyraena Winkleri. Pelamys adunca Lawl. ist auf unzulängliche Kiefer- 
und Knochenreste begründet (man vergleiche Smith Woodward, 
Catalogue IV, S. 482). In der Tat sind die von Lawley (l. ce. S. 64, 
Taf. V, Fig. 6) behandelten Reste, die er mit der lebenden Art Pelamys 
sarda verglich, recht dürftig. Abgebildet werden zwei Stücke, eines 
mit drei, ein zweites mit zwei konischen und etwas hakig gekrümmten 
Zähnen, mit deutlicher Streifung nahe der Basis. Nach dem Text sind 
sie leicht zusammengedrückt. 


1876. T7.C. Winkler (Arch. Mus. Teyler, IV, S. 43, Taf. II, 
Fig. 24 und 25) führt Cybium Bleekeri aus dem belgischen Mittel- 
eocän an, eine Art, welche auch R. Storms (Bull. Soc. Belg. Geol., 
Mem. VI, S. 3, Taf. I, 1892) besprochen hat. Die Zähne sind seitlich 
stark zusammengedrückt. 


1876. F. Bassani (Atti Veneto-Trent. Sc. Nat., II, S. 183) 
führt das Vorkommen von Orcynus lanceolatus an. 


1877 hat E.D. Cope (Bull. U. St. Geol. Surv. of Territ., S. 816) 
ein neues Geschlecht Priscacura aus der eocänen Bridgerfauna von 
Twin Creek in Wyoming aufgestellt und 1884 im Rep. U. St. Geol. 
Surv. of Territ., III, S. 92 ff. beschrieben. Eine der Arten ist Prisca- 


Priscacara serrata Cope. 


cara serrata (l. c. 1884, S. 93, Taf. XII, Fig. 1). Von Zittel (l. ce. 
S.288) bei den Pomacentrideen (Pharyngognathi), von Smith Wood- 
ward (1901, S. 554) bei den Chromideen eingereiht. Diese Art wird 
nur aus dem Grunde angeführt, weil der Bau der Hypuralplatte gut 
zu beobachten ist. (Fig. 3.) 


70 Franz Toula. [20] 


Auch Mioplosus labracoides Cope (l. ec. Taf. XII, Fig. 1) läßt die 
Hypuralregion erkennen (man vgl. Fig. 4). Gleichfalls aus den Green 
Riverschichten Wyomings. Von Smith Woodward zu den Percideen 
gestellt. Mit Perca hat das Hypurale einige Ähnlichkeit, nur scheinen 


Mioplosus labrracoides Cope. 


die beiden Platten bis zur Basis getrennt zu sein. Beide Formen 
erinnern in der geschilderten Beschaffenheit an Caranx carangopsis 
Heck. (Steindachner, 1859, Taf. VII, Fig. 4). 


1878. de Bosniaski hat unter den Fischresten von Cutro in 
Kalabrien auch Thynnus angeführt, ohne jedoch Abbildungen beizu- 
fügen (Proc. Verb. Soc. Toscana Se. nat. Pisa 1878 und 1879). 


1878. G. Capellini (Mem. Acc. Se. Ist. Bologna, IX, 1878) 
beschrieb Cybium Bottü (l. ec. S. 250, Taf. III, Fig. 1—8) aus dem 
mittleren Miocän von Lecce. Nach Smith Woodward ist die 
Genusbestimmung fraglich. 


1882. Drag. Gorjanovic-Kramberger hat von Podsused 
einen Rest als Sphyraena croatica beschrieben (Beitr. z. Geol. Ost.-Ung. 
1882, II, S. 112, Taf. XXVIIL, Fig. 1). Die charakteristische Form 
der Wirbelkörper ist wohlentwickelt, vom Kopfskelett sind nur wenige 
Knochenstücke erhalten. 

Von „Scombriden“ werden beschrieben und abgebildet: Scomber 
Steindachneri Gorj.-Kramb. (= Se. susedanus Steind.) von Radoboj, 
Scomber priscus Kramb. (l. ec. S. 119, Taf. XXIV, Fig. 3), eine kleine 
Art von Podsused, Anxis croaticus Kramb., eine größere Art (57 cm 
lang) von Radoboj, Auxis Vrabceensis Kramb, (S. 121, Taf. XXIV, Fig. 4) 
von Vrabde, Auxis minor Kramb. (S. 122, Taf. XXIV, Fig. 5, 6) von 
Radoboj, Auxis thynnoides Kramb. (S. 125, Taf. XXVI, Fig. 1, 2) 
von Podsused. Außerdem mehrere Arten von Caranx und Proatigonia 
(Kramberger). Bei keinem der abgebildeten Stücke ist die charakte- 
ristische Beschaffenheit der Schwanzwirbelplatte zu erkennen. 

Scomber (Auxis) sarmaticus hat Kramberger-Gorjanovid 
später (1891, Rad. jugosl. Ak., CVI) beschrieben und abgebildet. 


1883. W. Dames. Sitzungsber. d. Berliner Akad. d. Wiss, 1883, 
8.147. "Pat. DIT Eie. 12, 

Was die als Saurocephalus Fajumensis Dames . (Sitzungsber. d. 
Berliner Akad. d. Wiss. 1883, S. 147, Taf. III, Fig. 12) bezeichneten 
Reste von Birket el Qurun in Ägypten anbelangt, so reichen dieselben 
nicht hin, um mit Sicherheit zu sagen, die Annahme Dames’, man 
habe es dabei mit Saurocephalus zu tun, sei eine unrichtige. Es lagen 


[21] Über einen dem Thunfische verwandten Raubfisch. 71 


Dames nur glatte, wurzellose Zähne vor, mit „flachgewölbten Seiten 
und scharfen Rändern“, also Reste, welche kaum gestatten, eine 
irgendwie sichere Genusbestimmung vorzunehmen. Dasselbe gilt von 
dem einzelnen als „? Enchodus sp.“ bezeichneten Zalhne. 

Die Angabe bei Dames von gerader, regelmäßig lanzettlicher 
Gestalt stimmt übrigens überraschend mit den Abbildungen von Sauro- 
cephalus bei Agassiz (vgl. V., Taf.25c, Fig. 19—29), freilich zeigen 
alle diese Abbildungen deutliche Längsstreifung, während Dames 
bestimmt erklärt, die ihm vorliegenden Zähne seien glatt, und nur bei 
starker Vergrößerung sei an dem größten Stücke, aber nur an der 
Basis, eine feine vertikale Streifung wahrzunehmen, die kaum 2 mm 
weit hinaufgehe. Dabei an Sphyraenodus = Dietyodus zu denken, 
scheint mir ausgeschlossen zu sein. 


1884. D. Kramberger-Gorjanovid hat (Rada jugosl. Ak., 
LXXII, 1884) von Trifail Orcynus Komposchi beschrieben (S. 39) und 
abgebildet (Taf. III, Fig. 1). Eine Wirbelsäule mit den Anlıängen, 
ohne den Schwanzteil und ohne Reste vom Kopfe. Wirbelkörper 
schlecht erhalten. Muß daher außer Betracht bleiben. 


1885. E. Riviere hat unter den Resten aus den Höhlen von 
Menton (Italien) auch einen Kiemenhautstrahl von Thynnus angeführt 
(Assoe. France. 15. Sess. 1885, pag. 450—457, Nancy) ohne alle weiteren 
Angaben, außer dem Gattungsnamen. 


1886. Von den zahlreichen Resten von Scombriden in den 
tertiären Glarner Fischschiefern (A. Wettstein, Abhandl. d. schweiz. 
paläont. Ges. 1886, Bd. XIII, Heft 2) zeigt kein einziger die Hypural- 
platte und auch sonst kommt keiner dieser Reste bei unserem Fische 
in Betracht. (Abgebildet wurden: Echineis glaronensis Wettst. [ein 
prächtig erhaltenes Exemplar], Archaeus glaronensis Ag., Arch. aeoides 
longus Wettst., Arch. longicostatus v. R., Arch. macrurus Wettst. [gut 
erhaltener Rest], Palimphyes glaronensis Wettst. und Isurus macrurus Ag.) 


1887. R. Storms hat (Ann. Soc. Geol. Belg. XIII, 1887 Mem. 
pag. 265, Taf. IV) Reste eines Scombriden unter dem Namen Amphodon 
Benedeni beschrieben. Kopfteile und Wirbel. Die großen Zähne sind an 
der Basis stark gefaltet und gefurcht, an der Spitze wenig naclı ein- 
wärts gekrümmt. (Smith Woodward, Catalogue IV, S. 474, hat 
den Geschlechtsnamen in Scombramphodon umgeändert und Sphyrae- 
nodus crassidens Ag. angeschlossen.) Andere Kieferreste wurden von 
Storms Amphodon curvidens genannt (l. c. pag. 266, Taf. V). Die 
Wirbelkörper sind nicht länger als breit, wodurch sich diese Reste 
von anderen großzähnigen Scombriden unterscheiden. Die Zähne stehen 
in zwei Reihen, eine Reihe von größeren innen und eine zweite von 
ungefalteten, gedrungeneren kleinen Zähnen außen. Dieses Verhalten 
erinnert an die zwei Zahnreihen bei Zichia vadigo. Freilich ist bei 
dieser Art die Reihe der großen Zähne die äußere. Die Doppel- 
reihigkeit der Zähne ist das von unseren Resten unterscheidende. 
Von hohem Interesse für unsere Vergleiche ist das von Storms zur 
Abbildung gebrachte Schwanzende der Wirbelsäule (man vergleiche die 
Textillustration Fig. 5), welche der Autor mit einer der beiden Formen 


2 Franz Toula. [22] 


in Zusammenhang brachte, und dabei von einer Reihe von 20 Wirbeln 
Mitteilung machte, aber nur die beiden letzten und die Hypuralplatte 
abbilden ließ. Der vorletzte Wirbel zeigt die kräftige Neurapophyse, 
die in einem kräftigen Knochendorn ausläuft und das Vorhandensein 


I ZU 
R ER \ = \ EAN 
RUN N N . 
AR IR Nie N 
NN N DR RR 
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\ STR 
SER SN 
N N x \ 
N \ 


Schwanzende von Amphodon spec. nach R..Storms (1887). 


eines Chordaschlitzes erkennen läßt. Das hintere Ende der Platte ist 
verbrochen, zeigt eine etwas gegen unten ziehende mittlere Seitenkante, 
was einigermaßen an das Verhalten bei unserem Reste erinnert. 


1887. R. Storms (Bull. Soc. Belg. Geol. I, 1887, pag. 39) gab 
Bemerkungen über Scomberodon Dumontii van Beneden. 


1888. L. Dollo und R Storms haben in der Mitteilung über 
die Teleostier aus dem Rupelien (Zoologischer Anzeiger 1888, pag. 265 
bis 267) Dictyodus Owen als Synonym für Sphyraenodus bezeichnet. 

Die eine der H. v. Meyerschen Arten (Sphyraenodus lingulatus) 
sei zu Scomberodon van Beneden gehörig. Auch seien im British 
Museum Reste von Scomberodon als Sphyraenodus bezeichnet. 

Dictyodus und Scomberodon seien generisch verschieden. Dietyodus 
habe gekrümmte, Scomberodon gerade und schneidende Zähne. Dietyodus 
sei durch seine kräftigen Zähne von Scomber, Thynnus etc. unter- 
schieden, stehe aber Pelamys sehr nahe. Scomberodon jedoch sei als 
zu Uybium gehörig zu betrachten. Es stimmt dies mit meiner vor Ein- 
sichtnahme der Dollo-Stormsschen Abhandlung ge wonnagEn Auf 
fassung vollkommen überein. 


1889. R. Storms (Memoires Soc. Belge de Geologie etc.. II, 
1889, pag. 163—178,. Taf. .VII) hat aus der Gegend von Antwerpen 


[23] Über einen dem Thunfische verwandten Raubfisch. 73 


Wirbel von verschiedenen Scombridengattungen besprochen, sie auf 
Thynnus bezogen und als Thynnus (Orcynus) scaldisii beschrieben. 
Von den Monte Bolca-Scombriden seien nur Orcynus lanceolatus und 
latior zu Thynnus gehörig. 

Storms bildet in dieser wichtigen Arbeit Wirbel von T’'hynnus 
scaldisii ab, welche von ansehnlich großen Individuen stammen, weit 
größer als der Fisch von Siebenhirten. Es besteht offenbar eine 
ähnliche Verschiedenheit in den Längen der aufeinanderfolgenden 
Wirbel (l. e. pag. 175). Es werden die folgenden Maße angegeben: 


der 17. Wirbel 39 und 42 mm lang 


le 5 38 mm 
” 24. ” 43 ” 
nad, 5 42 „ 


weiterhin besteht eine Zunahme bis zum 32. Wirbel. Dieser wird mit 
57 und 48 mm Länge angegeben, 


der 33. Wirbel mit 53 mm 
» 34. ” ” 67 » 
N a „ 44 und 33 mm Länge. 


Einen Hauptunterschied in der Form von jener an unserem 
Fossil bezeichnet die Ausbildung der seitlichen Gruben, welche im 
allgemeinen, ähnlick so wie bei Thynnus, annähernd symmetrisch 
gestaltet sind, wenigstens beim 26. und 30. Wirbel, während bei 
unserem Fossil die größte Vertiefung durchweg weiter nach vorn 
gelegen ist. Daraus ergibt sich bei unserem Individuum eine andere 
Gestaltung der mittleren Erhöhung, welche nach rückwärts beträcht- 
lich anschwillt und verbreitert erscheint und den Raum bietet für 
die Entwicklung von meist seichten Längsfurchen. Beim 23. Wirbel 
unseres Tieres rückt die Vertiefung nach hinten. Der 32. Wirbel bei 
Thynnus scaldisii läßt die scharfen seitlichen Leisten („er&te longi- 
tudinale*) deutlich erkennen, während für unser Fossil gerade der 
Abgang solcher seitlicher Knochenfortsätze an den Schwanzwirbeln 
zu den bezeichnendsten Erscheinungen gehört; ähnlich wie Thyunus 
scaldisii verhalten sich nach Storms (l. e. 166) Cybium und Scomber., 
Bei Cybium sind sie nur als Knorpel angedeutet, nicht verknöchert. 
Aus dem Gesagten geht hervor, daB unser Fossil nicht in die un- 
mittelbare Verwandtschaft mit dem pliocänen T’hynnus von Antwerpen 
gehören kann. 


1889. F. Bassani (Atti R. Ac. Se. Napoli III) führt aus dem 
unteren vizentinischen Miocän an: Lichia lata, L. Stoppanii und 
Scomber cf. antiquus. 


1890. A. Smith Woodward (Ann. mag. Nat. Hist., 6. Ser., V, 
1890, pag. 294) hat aus dem Corallinen Crag, dem Crag von Suffolk 
und aus dem Red Crag Wirbel eines Scombriden beschrieben, die 
(nach W. Dames, Neues Jahrb. 1893, I, S. 173) möglicherweise 
einer noch unbeschriebenen Gattung angehören dürften. Er nannte 
die betreffende Form, sie ist etwas kleiner als die belgische, Thynnus 
scaldisiensis (= Th. scaldisii Storms). 

Jahrbuch d. k. k, geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (Fr. Toula.) 10 


74 Franz Toula. [24] 


1891. D. Gorjanovide-Kramberger (Rad. Jugosl. Ak., CVI, 
1891, pag. 119, Taf. XXIV, Fig. 3) hat von Podsused in Kroatien 
einen unvollständigen Rest als Scomber priscus beschrieben. 


1892. R.Storms hat über Oybium (Enchodus) Bleekeri geschrieben 
(Mem. Soc. Belg. de Ge&ol. ete., VI, 1892, pag. 3—14, Taf. D). Ziemlich 
vollständiger Schädelrest mit bezahntem linken Intermaxillare von 
Boom. (Die Unterkieferzähne scheinen im Gesteine zu stecken.) Die 
Zähne sind, zum Unterschiede von Thynnus und Pelamys, „lanzettlich“ 
zusammengedrückt, „scharf, spitzig und schneidig“. Neben Oybium finde 
sich in Boom auch ein konischzähniger Fisch, der an Sphyraenodus und 
Pelamys anschließe. 


1895. D.Gorjanovid-Kramberger hat einen unvollständigen 
Rest als Thynnus (Scomber Smith Woodward) planovatus von Trifail 
besprochen (Djela Jugosl. Ak., XVI, 1895, pag. 63, Taf. XI, Fig. 2). 


1897. R. Storms hat aus dem belgischen mittleren Eocän 
Uybium Proosti beschrieben (Revue Quest. Sce., XII, 1897, pag. 244 
Fig. 1—3). Kiefer und Wirbel, dienach Smith Woodward (IV, 190% 
S. 470) als etwas zweifelhaft zu bezeichnen sind. (Diese Abhandlung 
ist mir erst durch die Güte Prof. Dollos zugänglich ceworden.) 
Cybium Proosti ist auf Kieferreste von bedeutender Größe (zirka 
0:34 m lang) und auf sechs große, in einer Reihe aufeinanderfolgender 
Wirbel begründet, deren Abbildung leider weniger gut gelungen ist 
(1. e. 8. 246), aber den Scombridenwirbelcharakter aufzuweisen scheinen. 
Die großen Fossetten erinnern mehr an jene bei Prlamys als bei 
Cybium. Die großen Zähne werden als lanzettlich und an den Rändern 
schneidig bezeichnet. sind unregelmäßig angeordnet und sollen weit 
vor dem hinteren Ende der Intermaxillaren enden. Im Unterkiefer 
sitzen auffallenderweise viel kleinere Zähne. 


1898. E. Wittich (Neue Fische aus den mitteloligocänen Meeres- 
sanden des Mainzer Beckens. Notizbl. d. Ver. f. Erdk., Darmstadt, IV, 
Hft. 19, 1898) hat (1. ec. S. 40) einen Kieferrest von Dictyodus lingulatus 
H. v. M. sp. beschrieben und (Taf. I, Fig. 9) abgebildet. Er erwähnt, 
daß H. v. Meyer diese Form als Sphyraenodus neben einer verwandten 
Art (Sphyraenodus conoideus) aus dem Flonheimer Meeressande be- 
schrieben habe. Wittich schließt sich dem Zittelschen Vorgange 
an, den Agassizschen Namen Sphyraenodus durch den von Owen 
(siehe oben) gegebenen: Dictyodus zu ersetzen. Wittich beschreibt 
die ihm vorliegenden Zähne als spitz, dreieckig, mit scharfen Rändern, 
während die Begebene Abbildung dies nicht gut erkennen läßt. Er 
erwähnt, es scheine, daß Dictyodus auch sonst noch in Tertiärschichten 
vorkomme, und führt als Beispiele die von Graf Münster aus dem 
Wiener Becken und von Dames aus fraglich „jungeocänen Schichten“ 
vom Birket-el-Qurun in Ägypten beschriebenen Zähne an. Wenn er 
sagt, diese beiden Autoren hätten die betreffenden Zähne zu Sauro- 
cephalus gezogen, so trifft dies bei Graf Münster nicht zu, denn 
Münster beschreibt die mit Sphyraenodus zu vereinigenden Reste, 
wie schon erwähnt wurde, als Oybium Partschi. (Dieselbe Annahme 
hat übrigens auch H. v. Meyer gemacht [Neues Jahrb. 1846, S. 598], 


[25] Über einen dem Thunfische verwandten ‚Ranbfisch. 75 


sie aber auf die beiden von Münster als Saurocephalus bezogenen 
Reste beschränkt.) Auch wenn Wittich anführt, van Beneden habe 
Kieferreste aus dem belgischen Rupelien als Scomberodon beschrieben, 
mit Sphyraenodus für identisch erklärt, also zu den Scombriden ge- 
rechnet, so stimmt dies nicht ganz mit den Angaben van Benedens, 
der wohl nur von einer Annäherung an Sphyraenodus spricht; wenigstens 
läßt sein „se rapproche“ sich auch auf diese Art deuten. Scomberodon 
van Beneden, sagt Wittich ganz zutreffend, sei dem Dicetyodus 
ähnlich, aber „durchaus nicht als identisch anzusehen“, wobei er auf 
die Verschiedenheit der Dimensionen und Krümmungen der Zahn- 
kronen hinweist. 


Dollo und Storms hätten eine Art aus dem Meeressande 
(„wahrscheinlich Dietyodus lingulatus“) gleichfalls zu Scomberodon 
gestellt. Wittich läßt übrigens mit Recht die Entscheidung offen, 
da man bei beiden Gattungen nur auf Dentalia angewiesen sei. 

Die Zahnhöhen bei Dietyodus lingulatus E. Wittich betragen 8°3, 
116 und 93 mm, ihre Basalbreiten 6°0, 66 und 6'8 mm (von vorn 
nach hinten), die Dicken (von außen nach innen) 43 und 45 mm. 

Nach der gegebenen Abbildung würde ich auf glatte oder vielleicht 
etwas zweischneidige Zahnkronen geschlossen haben. Die Form des 
Vorderrandes des Unterkieferbruchstückes (Taf. I, Fig. 9) hat mit 
den eigenartigen Ausschnitten, die an dem Reste von Siebenhirten 
beschrieben wurden, einige Ähnlichkeit. 


1901. A. Smith Woodward hat in seinem „Catalogue of the 
fossil Fishes in the British Museum (Natural History)“, Part. IV, 
XXXVIII und 636 S. mit 19 Tafeln und 22 Textfiguren, London 1901, 
Carangidae (8. 425—451) und Scombridae (S. 451 —482) behandelt. 

Von den Carangideen, welche früher vielfach als Scombriden 
bestimmt wurden, werden mehrere Arten von Seriola besprochen als 
3. prisca Ag. sp., S. lata Heck., 5. analis Ag. sp. = Carangopsis oder 
Lichia analis. Bei Lichia lata F. Bassani und L. Stoppanii F. Bassani 
bleibe die Zugehörigkeit in Frage, die Reste von Lichia alta Kramb., 
L. secunda Winkl. und Seriola Beaumonti Fr. de Botella seien generisch 
nicht zu bestimmen. Die fossilen Zichia-Arten stellt Smith Woodward 
zu Seriola. Von den angeführten Scombriden werden besprochen: die 
Genera (die Wirbelzahl in [| |) /swrichthys [30] für Isurus Ag., 
Thynnus [zirka 40], Eothynnusn.g. für Voelocephalus L. Ag. 
[?, Scomber [zirka 30), Palimphyes |zirka 40], Scombrinus 
n. 9. [?], zum Beispiel Scombrinus macropomus Ag. für Uybium macro- 
pomum Ag. (durch die größeren Zähne von Scomber unterschieden), 
Ausxis |30—40], A. (2?) propterygius Ag. sp. (Scomber pelamys, trachurus 
Volta, Labrus bifasciatus Volta und Ophicephalus striatus Volta um- 
fassend), Uybium (= Scomberodon van Beneden). Wirbel -stark ein- 
seschnürt, Wirbelanzahl offenbar sehr variabel. Aus dem Bartonton 
werden angeführt: U. excelsum und bartonense (nur Kieferstücke). 

Sphyraenodus lingulatus H. v. Meyer wird als Uybium bezeichnet, 
wie schon von R. Storms (1892). Die Gattungsbestimmung von Uybium 
Partschi Münster von Inzersdorf wird als fraglich bezeichnet. Von 
Eocoelopoma n. g. für Coelopoma Ag., ist nur der Kopf bekannt. 

10* 


76 Franz Toula. [26] 


Sphyraenodus (= Dictyodus Owen): Große konische Zähne ohne 
seitliche Depression. Es stimmt dies zwar mit den von L. Agassiz 
(dl. e. V, S. 98) gegebenen Ausführungen nicht überein, denn dort 
heißt es ausdrücklich: Die Zähne „sind konisch, leicht zusammen- 
gedrückt“. Agassiz betont übrigens an derselben Stelle, daß die 
Zähne von Sphyraenodus gleich seien, im Gegensatze zu jenen von 
Sphyraena, bei welchem Geschlechte neben konischen auch zusammen- 
gedrückt erscheinende und neben den großen eine Menge damit ab- 
wechselnder kleiner Zähne auftreten. Agassiz hat sonach das wenig 
zutreffende des von ihm gewählten Namens bereits selbst erkannt. 
Smith Woodward betont die Ähnlichkeit mit Pelamys, die Zähne 
seien nur größer und stärker als bei diesem lebenden Geschlechte. 
Scombramphodon.n.g. für Amphodon R. Storms: Eine Reihe kleiner. 
Zähne neben den großen und konischen. Die Wirbel nicht länger als 
breit, mit zwei seitlichen Gruben. Sphyraenodus crassidens Ag. wird 
hierher gestellt. Tyrsitocephalus @. v. Rath (Fischschiefer von 
Glarus) und Lepidopus Gouan (Glarus und Sizilien). 


1904. Vor kurzem hat A. Koch Reste von Sphyraenodus aus den 
Mergeln von Beocsin in Kroatien ausführlicher beschrieben und ab- 
gebildet. (Annales musei nation. Hungariei, II, 1904, 72 S. mit 7 Taf.) 

In seiner sehr genauen Beschreibung des schönen Restes von 
Sphyraenodus hexagonalis n. sp. (l. c. S. 44—50, Taf. IV, Fig. 1, Taf. V, 
Fig. 1, Taf. VI, Fig. 1—6) betont Koch, daß die Zähne in bezug auf 
ihre Form und Skulptur Abweichungen zeigen von den bisher be- 
schriebenen fossilen Sphyraenodus-Arten. Die jüngeren Zähne „krümmen 
sich gleich von der Emailbasis an nach einwärts“. Im unteren Teile 
sei die Zahnkrone breit konisch, weiter hinauf aber werde der Kegel 
schlanker und sei von außen gegen innen etwas zusammengedrückt, 
um in einer scharfen Spitze zu enden. Daß unter den Beocsiner 
Zähnen auch solche mit feiner Streifung vorkommen, geht aus den 
Abbildungen (I. c. Taf. VI, Fig. 2-6) hervor. A. Koch hat den Umfang 
der Basis, besonders der jüngeren Zähne, symmetrisch sechsseitig 
gefunden. Bei den Zähnen von Siebenhirten kann ich dies, wie schon 
erwähnt, nicht finden. Diese symmetrische Sechsseitigkeit findet sich 
wohl nur vereinzelt, vielleicht als ein weiterer Beweis für die Varia- 
bilität auch dieser Verhältnisse. Am konstantesten ist das Uberwiegen 
der Längs- gegen die Querdimension der Querschnitte der Zähne, be- 
sonders im unteren Teile der Zahnkronen, was mit den Messungen 
an unserem Stücke im allgemeinen übereinstimmt. 


Herr Prof. Dr. A. Koch hatte die große Freundlichkeit, mir 
die Originalstücke zu den Abbildungen von Sphyraenodus hexagonalis 
aus dem Beocsiner Mergel, der dem unteren Horizont der „pannoni- 
schen Stufe“ entspricht, zur Ansicht zuzusenden. Ich entnehme daraus, 
daß die Unterkieferreste etwas schlanker gebaut zu sein scheinen, als 
jene des Siebenhirtener Restes. Ihre Oberflächen sind auffallend glatt, 
während die Stücke aus der Wiener Bucht etwas gedrungener gebaut, 
derber erscheinen und an der Oberfläche eine schärfer ausgeprägte 
Längsstreifung aufweisen. Die in den Kiefern sitzenden Zähne der 
Beoesiner Stücke sind zumeist, soweit dies beobachtet werden kann, 


[27] Über einen dem Thunfische verwandten ‚Raubfisch. ar 


von annähernd kreisrundem Querschnitte und fast glatt, während sie 
bei unserem Stücke, besonders an der Basis der Kronen, tief gefurcht 
sind, wobei die Furchen an der Außenseite sich bis über die Hälfte 
der Kronenlänge gegen die Spitze hin verfolgen lassen. 

Ein neu erworbener Schädelrest des Budapester Museums, der 
von Prof. Koch erst bearbeitet werden wird, den er mir jedoch zum 
Vergleiche zu senden die Liebenswürdigkeit hatte, zeigt eine viel 
größere Übereinstimmung .mit dem Wiener Stücke, auch in der Be- 
schaffenheit der Knochen und Zähne. Es spricht dies nur für die 
sroße Variabilität der Skulpturbeschaffenheit der Knochenoberflächen, 
was sich auch aus dem Vergleiche der Halswirbel unseres Siebenhirtener 
und des Taf. II, Fig. 12 abgebildeten Stückes von Leopoldsdorf 
ergibt. Im Budapester Museum befinden sich auch Teile der Wirbel- 
säule, so ein Wirbelbruchstück aus dem vordersten Teile der Wirbel- 
säule, vielleicht der erste Halswirbel, wenn es nicht einen Teil des 
basalen Hinterhauptkörpers (Occipitale basilare) darstellt, mit der 
flach konisch vertieften Hinterfläche. Ich wage dies nicht zu ent- 
scheiden, der Erhaltungszustand läßt zu viel zu wünschen übrig. Außer 
einigen Ausfüllungsmassen der konischen Vertiefungen von Wirbel- 
körpern aus der mittleren Partie der Wirbelsäule, einige davon in 
schönem Verbande miteinander, liegen noch zwei Wirbel aus der 
vorderen Schwanzregion vor. Gerade diese erlauben in bezug auf die 
Größenverhältnisse Vergleiche anzustellen. 


Schon aus der Betrachtung der erwähnten Ausfüllungsmassen 
läßt sich eine Art von Vergleich ziehen. Sie lassen auf eine Länge der 
Wirbelkörper zwischen 26 und 29 mm schließen, bei einem Durch- 
messer von 31—35 mm, während bei der Wiener Wirbelsäule die 
Wirbelkörperlänge in derselben Partie der Säule zirka 30 mm, der 
Durchmesser der konischen Vertiefungen aber 25—26 mm beträgt. 
Es ergäbe sich daraus eine weit gedrungenere Form dieser Wirbel- 
körper. Die Schwanzwirbel des Beocsiner Exemplars sind wohl durch 
seitlichen Druck etwas deformiert. Die Länge des am besten erhaltenen 
Wirbels mißt 23 mm. Der Durchmesser, der Höhe nach gemessen, 
ergäbe sich an den Rändern der konischen Hohlräume mit etwa 36 mm, 
der Querdurchmesser aber mit zirka 32 mm, während an dem Sieben- 
hirtener Stücke die Länge des Wirbelkörpers zirka 21 mm beträgt, 
der Querdurchmesser aber gleichfalls zirka 21 mm ausmachen dürfte, 
so daß auch in dieser hintersten Partie der Wirbelsäule bei der 
Beocsiner Art viel gedrungener gebaute Wirbelkörper vorhanden sind. 


1904. A. Koch hat jüngst (Földtani Közlöny XXXIV, S. 365, 
366) aus dem mitteleocänen Grobkalke von Bacstorok in der Umgebung 
von Klausenburg (Kolozsvär) in Siebenbürgen das Vorkommen eines 
Kiefers besprochen, der als Sphyraenodus cf. priscus Ag. bestimmt 
wurde. Eine Abbildung und Beschreibung wird in Aussicht gestellt. 


78 Franz Tonla. [28] 


D. Einige Vergleiche mit lebenden Arten. 


Im k.k. naturhistorischen Hofmuseum in Wien konnte ich mich 
überzeugen, daß unter den lebenden Scombriden in bezug auf die 
Bezahnung Pelumys sarda bl. (aus der nördlichen Adria |Triest]) eine 
sroße Ähnlichkeit mit unserem Reste hat, denn die Zähne von Thynnus 
thynnus sind, wenn auch von recht ähnlicher Form, im Verhältnisse sehr 
klein. Die Zähne von Pelamys dagegen sind kräftig, konisch und hakig 
nach einwärts gebogen, sie sind nur verhältnismäßig schlanker gebaut als 
jene an unserem Fossil. Zu erwähnen ist dabei das Vorkommen meist 
in einer Reihe gedrängt stehender kleiner, spitzer Zähnchen an dem 
Unterrande der Gaumenbeine. — Was dagegen das Skelett von Pe- 
lamys anbelangt, so ist, wie schon erwähnt wurde, die Zahl der 
Wirbel (54) eine bedeutend größere als beim Thunfisch oder bei 
unserem Fossil. Erwähnen möchte ich, daß die Fossetten der Pelamys- 
Wirbel ihre größte Tiefe vor der Mitte besitzen und daß die mittleren 
Erhöhungen dadurch jenen an unserem Tiere ähnlich werden und 
sich nach rückwärts verbreitern. Bei Pelamys sarda treten bei den 
Schwanzwirbeln auch die flach niedergelegten oberen und unteren 
Fortsätze auf, und zwar deckt der Dornfortsatz des sechsten Wirbels 
(von rückwärts gezählt) in flächenförmiger Verbreiterung den fünft- 
letzten Wirbelkörper, die Fortsätze des fünftletzten Wirbels aber nehmen 
bereits Anteil an der Bildung der Stütze der Schwanzflosse. Bei 
Thynnus nehmen dagegen die beiderseitigen Dornfortsätze der drei 
letzten Wirbel an der Bildung der Stütze der Caudalflosse Anteil, 
jene des vierten ragen bereits frei und spitz vor. Bei Ausonia 
beteiligen sich nur die Dornfortsätze der beiden letzten Wirbel an 
der Stütze der Caudalflosse. Ähnlich so ist es, wie gezeigt wurde, 
bei unserem Reste. Die Hypuralplatte ist bei dem mir vorliegenden 
Exemplar von Pelamys sarda nicht völlig entblößt, doch erkennt man, 
daß das hinterste Ende leicht vorspringt, etwa so wie bei Ausonia 
und Thynnus (man vergleiche Textfigur 6 und 7). Die Zähne sind, 
obwohl konisch, von der Seite her etwas zusammengedrückt; sie 
sind zumeist fast ganz glatt, nur einige lassen in der basalen Hälfte 
eine zarte Längsstreifung erkennen. Die Parapophysen sind, von 
rückwärts gezählt, vom sechsten bis zum zehnten Schwanzwirbel ent- 
wickelt. 

Vergleiche konnte ich auch an dem vortrefflichen zerlegten 
Skelette eines ziemlich großen Individuums von Üentrolophus pom- 
pilius L! aus Genua anstellen. Das Skelett besitzt 26 Wirbei und die 
Hypuralplatte besteht aus zwei unverwachsenen Stücken, welche am 
rückwärtigen Ende einen über die Mitte der zweiteiligen Platte hinein- 
reichenden dreieckigen Ausschnitt offen lassen (man vergleiche Text- 
figur 8), während beide Teile beim Thunfisch und bei der Ausonia eine 
vollkommen verknöcherte Platte bilden, die rückwärts in der Mitte sogar 
etwas vorspringt. Bei CUybium regale erscheint mir das Hypurale als 
eine innig verschmolzene, aber am hintersten Ende nicht vorgezogen 
endigende Platte; an sie schließen sich die Medianfortsätze der vier 
letzten Wirbel, um der Schwanzflosse als Stütze zu dienen, ähnlich so wie 


[29] Über einen dem Thunfische verwandten ‚Raubfisch. 79 


das auch bei Thunnus thynnus L. der Fall ist. Da die Flossenstrahlen 
aufsitzen, ist die genauere Form der Hypuralplatte von Oybium regale 
nicht zu erkennen, nur in der Mittellinie liegt sie frei zutage. Daraus 
ergibt sich, daß unser Siebenhirtener Rest in dieser Beziehung 
zwischen die beiden genannten Formen, also zwischen Carangiden und 
Scombriden zu stehen kommt. 

Das herrliche zerlegte Skelett von T’hynnus thynnus L. (des Hof- 
museums besitzt 40 Wirbel, bei dem mir zum Vergleiche übergebenen 
zweiten Exemplar kann ich bis zur Schwanzplatte nur 39 Wirbelkörper 
zählen. Bei dem kleinen Skelette von Cybium regale zähle ich, wie schon 
erwähnt wurde, bis zur Schwanzplatte aber 48 Wirbelkörper. Die 
vier letzten Wirbel von Thynnus sind von den vorhergehenden auf- 
fallend verschieden, indem die Fossetten bei dem vordersten der- 
selben kaum angedeutet, bei den drei letzten aber vollkommen fehlen. 
Jener vierte, von der Schwanzplatte gezählt, besitzt noch eine An- 
deutung der seitlichen Erhöhung in der Mitte der Seiten, welche 
beim fünften, sechsten und siebenten Wirbel scharf und horizontal 
vorragende Platten aufweisen. 

Am siebenten, von rückwärts, beginnen die rückwärtigen Neura- 
pophysen und Haemapophysen sich auf den Körper des nächsthinteren 
Wirbels zu legen. Beim fünften reichen sie bis über die Mitte, beim 
vierten erreichen sie den Hinterrand. Dieses Verhältnis ist bei 
Cybium regale Bloch wieder ein ganz anderes, indem die genannten 
Fortsätze nach rückwärts zu immer spitzere Winkel mit der Ober- 
fläche der Wirbelkörper einschließen, lang und spitz stachelig bleiben 
und im hintersten Teile sich nur aneinanderschließen, ohne den 
Wirbelkörper zu erreichen. 

Unser Fossil gleicht somit in dieser Beziehung in der Tat am 
besten dem Thunfische. Aber auch bei der Abbildung von Cybium 
speciosum Agass. (l. e. V, Taf. XXV) glaube ich ein ganz analoges Ver- 
halten annehmen zu dürfen. 

Nachdem die im vorstehenden gegebenen Ausführungen voll- 
endet waren, machte mich mein sehr verehrter Freund, Herr Kustos 
Siebenrock, auf ein eben fertig gewordenes Skelett von ZLichia 
vadigo Rond. von der marokkanisch-atlantischen Küste aufmerksam, 
eine Art, welche auch im Mittelmeer und in der Adria vorkommt 
und durch ihre verhältnismäßig kräftigen, konischen und nach ein- 
wärts gekrümmten Zähne auffällt, während zum Beispiel Zichia 
glauca Rond. kleine hechelförmige Zähnchen besitzt. — Nur in der 
vordersten Partie der Intermaxillaren treten jedoch bei Lichi«a 
vadigo hinter den großen Zähnen eine größere Zahl viel kleinerer 
Zähnchen auf. Vomer und Palatinum tragen Hechelzähne. Die Inter- 
maxillaren gehen nach rückwärts in ziemlich lange, stark verjüngte und 
mit zum Teil paarig stehenden Zähnchen besetzte Endstücke aus. Das 
vordere Ende ist oben auffallend grubig vertieft. Diese Beschaffenheit 
ist von jener bei T’hynnus und Oybium sehr verschieden. Die Wirbel- 
säule von Lichia vadigo zählt nur 24 Wirbel und fallen die vordersten 
durch ihre ansehnliche Größe auf. Der erste ist dem ersten unseres 
Fisches nicht unähnlich, was die seitlich nach vorn und rückwärts 
gerichteten, kurzen, derben, fast dornartigen Fortsätze (Zygapophysen) 


80 Franz Toula. [30] 


Fig. 6. Hypurale von Thynnus. — Fig. 7. Hypurale von Ausonia. Fig. 8. Letzter 
Wirbel und Hypurale von Centrolophus. — Fig. 9. Leizter Wirbel und Hypurale 
von Lichia vadigo. — Fig. 10. Letzter Wirbel und Hypurale von Caranx caran- | 
gopsis. — Fig. 11. Letzter Wirbel und Hypurale von Serranus (nach A. Koch). 


(Fig. 6—10 nach der Natur gezeichnet.) 


[31] Über einen denı Thunfische verwandten Raubfisch, Sl 


anbelangt, doch fehlen bei Lichia vadigo hier die Fossetten. Die erwähnten 
dornartigen Seitenfortsätze (Zygapophysen) sind bei Lichia vadigo schon 
beim dritten Wirbel ganz zurückgetreten, während bei unserem Fische 
die nach rückwärts gerichteten beim vierten und fünften Wirbel am 
kräftigsten entwickelt sind. Die mittleren nnd rückwärtigen Wirbel 
von Lichia vadigo zeigen vom sechsten Wirbel an in bezug auf die 
Entwicklung der Fossetten mit unserem Fische eine größere Ähnlichkeit, 
als dies bei Thynnus und Cybium der Fall ist; die größte Tiefe bei 
den Fossetten ist wie bei unserem Individuum etwas nach vorn 
gerückt und die mittlere Erhöhung zeigt eine ganz ähnliohe Ver- 
breiterung nach rückwärts, wenigstens vom sechsten bis zwölften 
Wirbel. | 

Das auffallendste ist jedoch das Verhalten der Caudalplatte. 
Dieses Verhalten hat mich zu den weiteren Vergleiche veranlaßt. 
Die Platte besteht aus zwei Teilen (Fig. 9), die in der Mittellinie 
aneinandertreten und rückwärts einen schmalen dreieckigen Einschnitt 
offen lassen, ähnlich so wie bei unserem Fische. Auch die Neura- 
pophyse und Haemapoplhyse des letzten Schwanzwirbels legt sich ganz 
ähnlich so an die Platte, wie dies bei unserem Fische der Fall ist. Der 
seitliche Dorn des letzten Wirbels bei Lichia vadigo und glauca, scharf 
und spitz vorragend, scheint bei unserem Fische breit plattenförmig 
entwickelt gewesen zu sein. Der Bau des letzten Wirbels unseres Restes 
zeigt auch sonst große Ähnlichkeit mit jenem bei Lichia Diese Ähn- 
lichkeit ist schon bei dem vorletzten und drittletzten Wirbel nicht 
mehr vorhanden, da bei unserem Fische Neurapophysen und Haema- 
pophysen, wie schon geschildert wurde, ganz den Charakter wie bei 
Thynnus und Pelamys annehmen, d.h. sich breit und derb gestalten, 
mit vorragendem kräftigen Dorn, während sie bei Lichia vadigo den 
Charakter der vorderen gewöhnlichen Fortsätze besitzen. Die ganz 
verschiedene Ausbildung der Wirbelkörper des Schwanzes unseres 
Tieres gegenüber ZLichia geht aus den im Vorhergehenden gesagten 
Ausführungen hervor, das auffallendste bleibt immer der völlige 
Absang jeder Andeutung von seitlichen Knochenfortsätzen, ähnlich so 
wie bei Uybium. Caranxz carangopsis und Lichia (Seriola) vadigo 
scheinen in Beziehung auf die Entwicklung des Hypurale am meisten 
an die Verhältnisse bei unserem Reste anzuschließen, welcher sonach, 
in dieser einen Ausbildung, eine Art von Zwischenform zwischen 
Carangiden und Scombriden zu bilden scheint. (Man vergleiche die 
Zusammenstellung Textfiguren 6—11 mit Taf. III, Fig. 14 und 15.) 
Freilich wird auch in Erinnerung zu behalten sein, daß bei den 
Formen, welche Cope (man vergleiche Cope: 1877, Textfigur 11 
und anch unsere Textfiguren 5 und 4) aus der Green River-Fauna 
beschrieben hat, das Hypurale in ähnlicher Weise zur Entwicklung kam. 


Zusammenfassung. 


Die Ähnlichkeit der Zähne und der Bezalnung überhaupt, einer- 
seits von Sphyraenodus priscus Ag., anderseits von den Formen aus 
dem Wiener Becken ist sehr groß, doch sind die Zähne der letzteren 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt. 1905. 55. Band, 1. Heft. (Fr. Toula.) 11 


Ss» Franz Toula. | [32] 


in den meisten Fällen höher, d. h. schlanker gebaut. Bei CUybium 
macropomum Ag. (Agassizl.c. V, Taf. XXVI, 2) = Scombrinus macro- 
pomus Sm. Woodw. sind sie dagegen noch viel schlanker. Eine viel 
srößere Ähnlichkeit haben die Zähne von Sphyraenodus hexagonalis 
A. Koch. Die Ähnlichkeit der schlankeren Zahnformen der Funde 
aus der Wiener Bucht und der Zähne von Pelamys sarda und Lichia 
vadigo wurde gebührend hervorgehoben. Es würde dies, angenommen 
die Kieferstücke aus der Wiener Bucht seien einer und derselben 
Art zuzurechnen, auf eine beträchtliche Variabilität der Zahnform 
schließen lassen, was ja immerhin möglich wäre; auch die pannonische 
Form von Beocsin würde dann dazuzurechnen sein. — Da nun aber 
bei allen bisher untersuchten, zu Sphyraenodus gestellten Formen nur 
Kopf-, Kiefer- und Zahnreste bekannt” geworden und beschrieben 
worden, die übrigen Skeletteile aber zumeist ganz oder fast ganz 
unbekannt geblieben sind, erscheint mir eine solche Zusammenziehung 
aus dem Grunde gewagt, weil der nächste glückliche Fund möglicher- 
weise Unterschiede ergeben kann, die der Annahme der Zusammen- 
sehörigkeit zuwider wären, was um so mehr zu den Möglichkeiten 
gehört, als wir ja Zähne recht ähnlicher Art bei recht verschiedenen 
Gattungen und Arten von Scombriden wiederfinden und auch bei im 
System weitab stehenden anderen Fossilien begegnen, man denke 
nur an das an Lichia vadigo beobachtete, an die Sphyraena-Zähne 
und an die Zähne von Scombramphodon (Amphodon) Benedeni Storms. 
Der Fund von Siebenhirten läßt nun auch die ganze Wirbelsäule 
erkennen. Die geringe Anzahl der Wirbel unseres Tieres würde auf 
die fossilen Formen von Cybium, z. B. ©. speciosum Ag. hinweisen, 
welch letztere Art die gleiche Wirbelanzahl aufweist, während bei 
Thynnus thynnus L. 40, bei dem ähnlich bezahnten” Pelamys sarda 
bloch gar 54 Wirbel auftreten; freilich hat auch Cybium regale Bloch 
48 Wirbel, so daß die Wirbelanzahl bei COybium eine recht variable 
zu sein scheint. Durch eine geringe Wirbelanzahl werden auch 
Centrolophus pompilius L. (26), Lichia vadigo Rond. (24) und Ausonia 
Uuvieri Risso (23) auffällig, welche letztere Art in die, Oentrolophus- 
Gruppe gehört. Da es nun, wo eine fast vollständige” Wirbelsäule 
vorliegt, möglich ist, mit noch größerer Sicherheit in bezug auf 
die systematische Stellung von „Sphyraenodus“ vorzugehen, als dies 
R. Storms 1888 zu tun in der Lage war, dessen Schlußfolgerungen, 
Sphyraenodus gehöre zur Familie der Scombriden und schließe sich 
in der Bezahnung nahe an Pelamys an, im allgemeinen zu bestätigen 
sind, so kann die systematische Stellung mit größerer Sicherheit be- 
sprochen werden als bisher. Daß die Art der Bezahnung und der Zahn- 
form allein nicht hinreichend ist, um eine sichere systematische 
Einreihung vorzunehmen, geht anderseits aus der Tatsache hervor, 
daß die Bezahnung bei einem und demselben Geschlechte sehr ver- 
schieden sein kann. (Lichia glauca mit hechelförmigen, Lichia vadigo 
mit kräftigen konischen Zähnen.) Viel bezeichnender scheint das hintere 
Ende der Wirbelsäule zu sein, wenngleich sie auch nicht für sich 
allein entscheidend wird, da ja dermalen zu den Carangiden gerechnete 
Formen in gewisser Beziehung Ähnlichkeiten, speziell in der Aus- 
bildung des Hypurale aufweisen, wie die erwähnte Lichia zeigt, bei der 


[33] Über einen dem Thunfische verwandten Raubfisch. 83 


die Schwanzplatte noch vollkommener ausgebildet ist, wie etwa bei 
Centrolophus, und zwar noch vollkommener, als dies Steindachner 
(1859, Taf. VII, Fig. 4) von Caran& carangopsis Heck. gezeichnet hat. 
(Siehe die obige vergleichende Darstellung der Hypurale, Textfiguren 
6—11). Das Hypurale unseres Tieres hat zum Unterschiede von 
Thynnus und Auzxis, bei welchen die Platte stumpf endet, rückwärts 
eine dreieckige Einbuchtung und erinnert in dieser Beziehung mehr 
an das- Verhältnis bei Caranz und Üentrolophus, wobei aber wieder 
insoweit eine Annäherung an Thynnus und Auxis auftritt, als die 
Schwanzplatte unseres Restes deutlicher ihre Entstehung aus oberen 
und unteren Dornfortsätzen erkennen läßt, als dies bei den zuletzt 
genannten lebenden Geschlechtern der Fall ist; ob eine ähnliche Ein- 
buchtung auch bei Amphodon R. Storms (1887) vorhanden ist, was nicht 
unwahrscheinlich wäre, kann des unvollkommenen Erhaltungszustandes 
der betreffenden Fossilreste wegen nicht angegeben werden; im übrigen 
ist die Ahnlichkeit auffallend genug (man vergleiche Fig. 5, S. 72). Der 
Abgang der seitlichen plattigen Fortsätze (Parapophysen) bei unserem 
Fische erinnert wieder an Cydium. Die Neurapophysen und Haema- 
pophysen der rückwärtigen Wirbel haben dagegen ganz den Charakter 
wie er z. B. bei T’hynnus auftritt, so daß die Annahme von van 
Beneden (1874), R. Storms (1888) und SmithWoodward 
(1901), Sphyraenodus sei zu den Scombriden zu stellen, fast sicher- 
gestellt scheint, wobei gewisse Annäherungen unseres Tierrestes an 
die Carangiden Caranxz und Lichia kaum zu bezweifeln sein werden, 
so daß man versucht wird, an eine Art von Zwischenform 
zwischen Carangiden und Scombriden zu denken. — Die Bezahnung 
ist analog wie bei Pelamys, Sphyraena und Lichia vadigo. Die Wirbel- 
zahl ist kleiner als bei Pelamys, Thynnus, gleich jener bei Uybium 
speciosum und ähnlich jener von entrolophus und Ausonia; der 
Abgang der plattigen Parapophysen erinnert an Oybium. 
Die weit übergreifenden plattigen oberen und unteren 
Dornfortsätze der ersten Schwanzwirbel sowie auch die abstehenden 
besonders kräftigen Dornfortsätze der letzten Schwanzwirbel sind wie 
bei Thynnus entwickelt. In bezug auf die Ausbildung des plat- 
tigen Hypurale steht unser Fossil zwischen Caranz und Thynnus, 
es dürfte sonach im System nach den Carangiden einzustellen sein 
(Lichia) und in der Nähe von Pelamys und Oybium. 

Ich stehe da vor einer noch größeren Schwierigkeit als damals, 
als ich (1902) das so vollständige Rhinozeros von Hundsheim !) unter- 
suchte und benannte, wo ich bei der Namengebung zur Aufstellung einer 
neuen Form gedrängt wurde, wenngleich es mir sehr lieb gewesen 
wäre, wenn ich die Namen „Ah. etruscus Falc. oder Rh. megarhinus 
Christ.“ hätte wählen können, was mir nicht weniger angenehm ge- 
wesen wäre, als dem freundlichen Beurteiler meiner Arbeit, Herrn 
Dr. Max. Schlosser (Neues Jahrb. für Min. ete. 1904, I, S. 300). 
Eine nicht vollkommen überzeugende Übereinstimmung in der Namen- 
gebung auszudrücken, erschien mir wissenschaftlich gefährlicher, als die 


!) Dasselbe stammt übrigens nicht aus einer „Spalte*, wie ein Berichterstatter 
angibt, sondern aus einem gewaltigen Erosionsschlote. 
11* 


84 Franz Toula. [34] 


Aufstellung eines neuen Namens, bei genauer Angabe der Verwandt- 
schaftsverhältnisse, selbst auf die Gefahr hin, daß derselbe durch 
spätere sichere Erkenntnisse auf den einer Varietät beschränkt oder 
sogar ganz eingezogen werden müßte. Ähnlich so geht es mir heute. 
Der Siebenhirtener Fund liefert neue Erkenntnisse “für eine bestimmte 
Form, Erkenntnisse, die sich dermalen auf keinen der bisher be- 
schriebenen Funde überzeugend anwenden lassen; ich glaube daher 
recht zu tun, wenn ich gerade für einen gegenwärtig vollkommensten 
Rest einen ganz bestimmten neuen Namen aufstelle, bei dem ich jene 
der in gewissen Charakteren ähnlich gebauten Gattungen benütze und 
nicht den Namen Sphyraenodus wähle, da ja, wie sich im Verlaufe 
der Auseinandersetzungen zeigte, schon Agassiz selbst auf sehr 
bestimmte Unterschiede zwischen Sphyraenodus und Sphyraena hin- 
gewiesen hat, die die Wahl dieses Namens als eine wenig glückliche 
erscheinen lassen. Um Mißverständnissen vorzubeugen, werde ich 
übrigens den Namen Sphyraenodus in Parenthese beifügen, da er 
von Smith Woodward (1901) in seinem umfassenden Werke auf- 
recht erhalten wurde, wobei er jedoch auf das bestimmteste in die 
Charakteristik der Gattung die Angabe aufgenommen hat: „Die Zähne 
ohne seitliche Depression“, was streng genommen weder für unseren 
Rest noch für jene von Beocsin nach den angegebenen Maßverhält- 
nissen gelten kann, da die Zahnquerschnitte doch immerhin um ein 
merkliches länger als breit sind. Bei unserem Reste wurde dieses Ver- 
hältnis mit 73:6 und 65:53, für Sphyraemodus hexagonalis A. Koch 
(l. ec. 1904, S. 48) mit 5:4, 6:5, 55:45, 65:55 gefunden. Nach 
diesen Verhältnissen ist die seitliche Zusammendrückung bei unserem 
Fische ganz wenig stärker als bei der ungemein nahe stehenden Form 
von Beocsin (1'22 bei unserem, 1'153 bei dem kroatischen Individuum). 
Was die Artbezeichnung anbelangt, so muß ich weiters gestehen, daß 
ich am liebsten den Namen Partschi, den Graf von Münster (1846) 
für einen gewiß sehr nahestehenden Fischrest der Wiener Bucht (Cybium 
Partschi) eingeführt hat, gewählt hätte. Die betreffenden Reste sind 
aber denn doch zu ärmlich und konnten zum direkten Vergleiche nicht 
mehr herbeigezogen werden. Daß Sphyraenodus hewagonalis A. Koch 
(1904), eine überaus nahestehende Form sei, habe ich gleichfalls 
schon des näheren besprochen, da ich jedoch an keinem der Fund- 
stücke aus der Wiener Bucht einen hexagonal erscheinenden Zahn- 
querschnitt beobachten konnte, bezeichne ich den dem Thunfische 
ähnlichen ansehnlichen Raubfisch der Wiener Bucht als 


Pelamyeybium („Sphyraenodus“) sinus vindobonensis n. gen. et 
n. spec. 


Zur Geologie von Nordalbanien. 


Von Dr. Franz Baron Nopesa. 
Mit einer geologischen Übersichtskarte (Tafel Nr. IV) und 20 Zinkotypien im Text. 


„Über die Auflagerung der Trias auf dem Schiefergebirge längs 
der Linie des Schwarzen Drin wissen wir noch gerade wie Boue nur 
das, was v. Hahns Darstellung den Geologen ahnen läßt.“ Dies sind 
die Worte, mit denen K. Oestreich noch im Jahre 1902 genötigt 
war, seine Geomorphologie eines Teiles der westlichen Balkanhalbinsel 
zu schließen und seither hat sich das Verhältnis nicht wesentlich 
geändert. 

Infolge der ganz besonderen Liebenswürdigkeit meines Freundes, 
desk.u.k. österreichisch-ungarischen Konsuls in Usküb, 
Herrn B. Pära und der Unterstützung, die mir seitens ihrer 
Exzellenzen des Generalinspektors für Makedonien 
Hilmi Pacha und des Valis von Kossovo Schakir Pacha 
zuteil wurde, war es mir in den Jahren 1903 und 1904 ermöglicht, 
einen Teil des Gebietes zwischen der Bahnstrecke Kumanova—-Köprülü 
und der bulgarischen Grenze einerseits, das Gebiet zwischen Ferizovid 
und Skutari anderseits in größter Ruhe zu bereisen, daselbst geo- 
logische Notizen zu machen und auf diese Weise einen Überblick 
über das bereits erwähnte Gebiet zu erlangen. 

Icb kann nicht umhin den genannten llerren für 
ihre Güte und Liebenswürdigkeit, für den hohen Schutz, 
den sie mir zuteil werden ließen, und für dasInteresse, 
das sie meiner Arbeit entgegenbrachten, wärmstens 
zu danken. 

Als Kartenmaterial stand eine auf den Maßstab 1: 75.000 ge- 
brachte photographische Vergrößerung der Generalkarte von Mittel- 
europa (1: 200.000) zur Verfügung. 

Als einheitliche Bezeichnung für das zwischen Rozaj, Mitrovica, 
Ferizovic, Katanik, Kalkande, Gostivar, Kröova und Ohrida einerseits, 
Montenegro und der Adria anderseits gelegene geologisch einheitliche 
Gebiet glaube ich den Namen Albanien verwenden zu dürfen, für das 
nördlich davon zwischen Ibar, Serbien, Bosnien und Montenegro ge- 
legene Gebiet läßt sich der Ausdruck Novibazar verwenden. 

Da Makedonien mehr oder weniger ausführlich von Oestreich 
und COvijic bearbeitet wurde und speziell von letzterem bereits eine 
recht detaillierte geologische Karte Makedoniens publiziert wurde (die 

Jahrbuch d, k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (Baron Nopesa.) 


STR Dr. Franz Baron Nopcsa. [2] 


nebenbei, wie schon Phillipson bemerkt, von Oestreichs geo- 
logischer Karte von Makedonien ganz bedeutend abweicht) außerdem 
von Cvijic eine große Arbeit über dieses Gebiet in Aussicht steht, 
so ist es natürlich, daß sich mein Hauptaugenmerk auf die von Cviji6 
und Oestreich nicht begangenen Gebiete reduzierte. Um die 
geologischen Verhältnisse Nordalbaniens erfassen zu können, schien 
mir ein. kleiner Abstecher in die Rhodopemasse eine unerläßliche 
Bedingung, und dies ist der Grund, warum ich die Beschreibung der 
terra incognita Albaniens mit einer Skizze der besser bekannten“ Rho- 
dopemasse beginne. 


I. Reisebeschreibung. 


A. Tournee: Krivolak— BruSnik— PeSternik — Promet — Garvan— 

Trescovec—Inova— RadoviSte— Topolnica—1Stib— Karbinci 

— Teranei — Podlag — Ko&ana--Nivicani — Rudare-Tursko— 
Kratovo—Kumanova. 


Krivolak—Radoviste. 


Nach Übersetzung des Vardar zwischen Krivolak und Pepeliste 
auf einer großen, jedoch elenden Fähre kommen bald hinter Krivolak 
in einer niedrigen buschbewachsenen Hügellandschaft Flyschgesteine 
zum Vorschein, und zwar sind hier gelbe, etwas sandige Mergel 
sichtbar, die zuerst nördliches Fallen (X 30%, später jenseits des 
westlich von BruSnik herabkommenden Grabens verschiedenes Fallen 
(WSW & 30%, NNW X 20°) zeigen. Unmittelbar hinter Krivolak werden 
diese typischen Flyschgesteine von einer Schotterdecke überlagert, 
auf der wieder bohnerzhaltiger, selber Lehm zur Ablagerung gelangte. 
Nach Überschreiten eines kleinen Rinnsals wurde vor Brusnik ein 
zweiter Graben überschritten, in dem die Flyschschichten polygonal 
zersprungen und längs der Sprünge gelb verwittert erschienen und 
außerdem waren hier überall auf große Flächen hin die allerherrlichsten 
Wellenspuren (Ripplemarkes) zu konstatieren. Dies hält so an bis 
Brusuik, woselbst sich sandigere Schichten desselben Komplexes zeigen. 
Wie man nun bei Brusnik südliche Richtung einschlägt und den tief 
eingeschnittenen Krivolakbach überschreitet, ändert sich die Sache, 
da man sich vonnun anstatt auf Flyschsandstein auf mehr konglomerat- 
artigen Sandsteinen und echten groben Konglomeraten befindet. Ich 
konnte in dem polygenen Konglomerate zahlreiche kopfgroße Geröll- 
stücke konstätieren. Mit dem Korne des Sediments geht auch eine 
Farbenveränderung Hand in Hand, denn im Gegensatze zu dem zuvor 
erwähnten blauen bis gelben Flyschsandstein (der völlig an die gleichen 
Bildungen des Wienerwaldes erinnert) ist hier als vorherrschende 
Farbe Bolusrot zu konstatieren. Das Gefüge des Konglomerats ist 
im allgemeinen locker. Überall zwischen dem linken (südlichen) 
Bachufer bei Brusnik und PeSternik war ausgesprochen westliches 
Fallen zu konstatieren. Von Bru$nik führt am südlichen Talhange 
ein südwärts gerichteter Weg gerade nach Lipa, ein zweiter hingegen 


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< 


[3] Zur Geologie von Nordalbanien. 87 
in östlicher Richtung nach Pesternik, Kalanjevo (in der 1: 200.000 
Karte nicht verzeichnet) und von da auf den Promet. 

Auf letztgenanntem Wege gelangt man (genau südlich des Orts- 
kreises von PeSternik) wieder auf Mergel, Schiefer, Sandsteine und 
mäßig grobe Konglomerate von grauer Farbe, welche zusammen eine 
Mächtigkeit von zirka 40 m zeigen, und bald darauf wieder auf die 
bolusroten, übrigens schon von Grisebach erwähnten Konglomerate, 
die sich von den gleichen zuvor erwähnten roten Konglomeraten nur 
durch ihr bedeutend gröberes Kaliber unterscheiden, indem hier in 
den noch immer westwärts fallenden Konglomeraten (X 45°) nicht 
mehr kopfgroße, sondern fäßchengroße Geröllstücke von zirka 50 em 
Durchmesser eine gar nicht unbedeutende Rolle spielen. 

Schon die Größe dieser Stücke zeigt, daß eine küstennahe 
lokale Bildung vorliegt und in der Tat läßt sich dies bald auch auf 
andere Weise konstatieren. Knapp vor dem zirka 30 Minuten östlich 
PeSternik gelegenen Kalanjevo zeigen sich nämlich in den tieferen 
Lagen des Konglomerats Kalkgerölle, welche gegen unten an Häufig- 
keit zunehmen, bis ein Kallkkonglomerat entsteht, welches endlich auf 
‚ einer Erosionsfläche eines weiter im Osten anstehenden kompakten grauen 
Kalkes lagert. Bei einer Wegkrümmung konnte ich die Überlagerung 
ganz deutlich konstatieren. 

Auch von Kalanjevo zweigt ein Südwest gerichteter Weg gegen 
Lipa ab, während der Hauptweg weiterhin die Richtung gegen Lubnica 
einhält. Von fern kann man dort, wo der Hauptweg den Promet, 
respektive die in dessen südlicher Fortsetzung gelegene Kote 650 
überschreitet, lichte graue Kalkfelsen konstatieren, die sich auch über 
die Wasserscheide erstrecken und die von Oestreich erwähnten 
Kalkgerölle der Kriva Lakavica liefern. 

Von Kalanjevo bis Garvan wurden die auf der Karte einge- 
zeichneten Wege verlassen und auf einem Saumweg zuerst nordwärts 
in das tiefe Tal von Brusnik—Promet, darauf in nordöstlicher Richtung 
geradewegs gegen Promet geritten. 

Am Grunde des Tales, wo sich der Kalanjevo-Bach mit dem 
von Promet herabführenden Bache vereinigt (im Hochsommer enthält 
nur letzterer Wasser), zeigen sich noch immer NW fallend rote Tone 
und Konglomerate, welche einen von hier gegen den Promet begleiten. 

Auf der Höhe des Promets kreuzt sich der eingeschlagene FuB- 
weg Promet—Garvan mit einem längs der Vilajetgrenze NNW—SSO 
verlaufenden Saumweg, der geradeaus nach DBerovo (Piperovo) 
hinführt. 

Ein elender Fußsteig führt von der Promet-Höhe am Nordabhange 
des Garvaner Tälchens in diese Gemeinde und hier kann man nun 
im Liegenden der Konglomerate statt Kalksteine Pegmatit durchsetzte 
Diorite konstatieren. Der Diorit tritt zwar zum Teil auch in größeren 
zusammenhängenden Massen auf, meist ist er aber so von dem Peg- 
matit durchsetzt, daß faustgroße bis taubeneigroße, oft vollkommen 
abgerundete, im Querschnitt augenartige dunkle Dioritstücke in der 
weißlichrosenroten Pegmatitmasse liegen und man fast geneigt wird, 
das Ganze für eine synchrone Bildung zu halten, in der die mehr 
basischen Bestandteile sphärische Ausscheidungen bilden. Gegen 


88 Dr. Franz Baron Nopesa. [4] 


Garvan hin läßt sich statt dieses Eruptivmaterials ein sehr grobkörniger 
Zweiglimmergneis konstatieren und das Dorf ist selbst zum Teil 
noch auf einer in diesem Gesteine abradierten Terrasse errichtet. 

Südlich des Dorfes kann man nicht mehr: Gneis, sondern nur 
mehr etwas geneigte, lockere, offenbar tertiäre Schotter erkennen, 
die anhalten, bis man südwestlich des Dorfes DI. VraStica in das Tal 
der Kriva Rjeka herablangt. Hier befinden sieb die von Oestreich 
und Viquesnel erwähnten und von Cvijie auf seiner Karte eben- 
falls ausgeschiedenen Eruptivgesteine (Andesite). 

Die nun folgende, zwischen Treskovee Gabre$ und Inova liegende 
Gegend ist auf der Generalkarte 1:200.000 etwas. unrichtig ‚wieder 
gegeben worden, da die Wasserscheide zwischen Gabre$ und Inova 
nicht in der Mitte zwischen diesen beiden Gemeinden liegt, ‘sondern 
sich höchstens 2 km südwestlich von Inova befindet. Auf diese Weise 
gewinnt das Treskovec-Gabres-Tal ganz bedeutend an Länge.. Am Ein- 
sange in dieses Tal stehen nun bei Treskovee noch Andesite an, 
gleich darauf erscheinen aber glimmerschieferartige, in einem Winkel 
von 30% gegen SO fallende Gneise, die eine zirka 8 m mächtige Kalk- 
bank ne Dies hält ungefähr 2 km weit an, worauf am nord- 
westlichen Hange des breiten schottererfüllten Tales plötzlich wieder 
blaue Flyschgesteine anstehen. Allerdings scheint es sich hier bloß 
um ein ganz lokales Vorkommen zu handeln, indem gleich darauf 
wieder mit 45° gegen SO fallende Glimmerschiefer erscheinen, die 
bis auf die nordwestlich des Südendes liegende Wasserscheide an- 
halten. Diese selbst, zirka 800 m über dem Meere und 450 m über 
dem Radoviste-Tale, wird nun nicht, wie zu erwarten wäre, ebenfalls 
von kristallinischen Gesteinen, sondern von schwach geneigten Tegel- 
schichten, Sand- und Schotterlagern (!) gebildet, wobei die Schotter 
wiederum faßgroße, bloß an den Kanten gerundete Blöcke enthalten. 
Als überwiegendes Material ließ sich daselbst Granit konstatieren. 

Der Abstieg nach Inava zeigt wieder SO fallende Glimmerschiefer 
(Fallwinkel 50—90°) und man kann erkennen, daß die beschriebenen 
Sedimente bloß eine auf dem überschrittenen Rücken abgelagerte Decke 
bilden. Wahrscheinlich dürften sich diese Sedimente über Vrastica 
hinaus bis in die Gegend von Bres erstrecken. 

Zirka 1 km südwestlich Inova läßt sich steil NW (X 70°) fallender 
muskovitreicher Gneis, darauf wieder großblättriger Glimmerschiefer 
konstatieren. Auf dem Weide- und Ackerlande zwischen Inova und 
Radoviste konnte ich nirgends auch nur halbwegs verwendbare Auf- 
schlüsse finden. 

Aus Gvijie seiner Routenkarte von Makedonien geht hervor, 
daß dieser Pionier der Balkanforschung in dieser Gegend nur eine 
Tournee von Vinitiani-Gradsko nach IStib zurücklegte, während von 
Dr. Jankovic die Route Demirkapu—Strumiza begangen wurde. 
Vestreich scheint, obzwar dies in seiner Arbeit nicht besonders 
erwähnt wird, den Weg zwischen Lipovik—Treskovee und IStib be- 
gangen zu haben. Trotz dieser wenigen Angaben läßt sich eine recht 
gute Übereinstimmung zwischen dem, was ieh beobachtete, und dem, 


was Cvijic in seiner geologischen Karte die eser Gegend niederlegte 
ohne weiteres erkennen. 


Auen ee erree ziunen 7 


a u 


[5] Zur Geologie von Nordalbanien. 39 


Radoviste—IStib. 


Die nähere Umgebung von RadoviSte ist, da bei dieser Lokalität 
verschiedenartige Bildungen auf einem kleinen Flecken beisammen- 
liegen, nicht ohne jeglicher Interesse. 

Wie auch aus der Generalkarte 1 :200.000 ersichtlich, wird der 
Ört, dessen Längsachse NW—SO verläuft, durch den RadoviSste-Bach 
in eine südwestliche und eine nordöstliche Hälfte getrennt, während 
zu beiden Seiten das Bergland knapp bis an die Ortschaftslisiere 
herantritt. Um die nächste Umgebung kennen zu lernen, habe ich 
eine Umgehung der nordöstlichen Dorfhälfte unternommen. 

Im Südosten dieses Teiles konnte ich an dem gegen Kalaguzli 
führenden Wege sehr flach gegen Osten geneigte rote Tonbänke und 
Konglomerate erkennen und feststellen, daß die Tonbänke in ihrem fazi- 
ellen Habitus nicht unbedeutend an die berühmten subaerischen !) und 
fluviatilen Pikermitone erinnern. Weiter gegen Nordwesten schreitend, 
traf ich Muskovitgneis an und in der Nordwestecke des bezeichneten 
Dorfteiles ließen sich (etwas nordwestlich der weithin sichtbaren 
Kavalleriekaserne) in quarzreichem, mit 80° gegen NO fallendem gneis- 
artigen Gesteine grünlichbraune bis dunkelgrüne Lagen von Horn- 
stein konstatieren. 

Auf dem Wege gegen IStib verquert man vor allem O bis NÖ 
fallende glimmerreiche Gmeise. Zirka 1!/, km westlich der Kote 441 
(am Wege zwischen Radoviste und IStib) trifft man glimmerarmen, 
feldspatreichen Gneis und nicht weit davon auf an geschichteten 
Granitit erinnernde Gesteine. Westlich davon, wo der Weg nach Buim 
abzweiet, werden die wieder hervortretenden kristallinischen Schiefer 
von Hornblendeandesiten durchbrochen, die an dieser Stelle prächtige, 
regelmäßig schaligkugelige Absonderungen zeigen. Als Normalgröße der 
einzelnen Kugeln ließ sich zirka 20 cm erkennen, während größere 
allerdings auch 50 cm Durchmesser erreichen. Die Karaula östlich 
Kote 660 steht noch auf dem nämlichen Gesteine und erst bei Kote 660 
ist wieder ein kleiner Aufschluß von protoginartigem Granit zu kon- 
statieren. 

Wo sich nun der Weg gegen den Drin-Bach senkt, kommen 
wieder junge Eruptivgesteine zum Vorschein und noch weiter unten, 
bei der letzten Wegkrümmung, vor der Kote 482 erscheinen gut 
seschiehtete graue und rote Mergel, die von tonigen, mit 25° gegen 
NÖ fallenden schlechtgeschichteten, etwas sandigen Kalken unterlagert 
werden. In letzteren gelang es mir, einen Fährtenabdruck zu ent- 
decken, der vollkommen übereinstimmt mit den aus dem Flysch von 
Olählaposbänya und Waidhofen a. d. Ybbs bekannten Schildkröten- 
spuren, leider ist mir aber dieses wertvolle Stück später abhanden 
gekommen. In Österreich wie in Ungarn waren die betreffenden Flysch- 
schichten als neokom bezeichnet worden und da sich der für die 
genannten Spuren charakteristische Fleischlappen auch an dem make- 
donischen Stücke wiederfand, glaube ich die Spuren jedenfalls identi- 


ı) Ein Besuch in Pikermi überzeugte mich, daß wir es hier mit Schichten 
zu tun haben, die genetisch den tertiären Schichten der Badlands von Dakota 
analog sind. Näheres hierüber bei anderer Gelegenheit. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (Baron Nopesa.) 12 


90 Dr. Franz Baron Nopesa. [6] 


fizieren zu müssen. Ob hiermit auch das Alter der diese Kriechspur 
enthaltenden Kalktone selbst entschieden ist, bleibt allerdings eine 
andere, wohl eher negativ zu beantwortende Frage. Auf Cvijie 
seologischer Karte ist an dieser Stelle allerdings ebenfalls „Kreide- 
fiysch“ ausgeschieden worden. Auch jenseits des Drin-Baches läßt sich 
zirka bis zur Isohypse 700 mit 45° gegen NO fallender Flysch, von 
hier an aber bis IStib Granit konstatieren. 

Erst nordöstlich von IStib beginnt wieder Flysch und auf einem 
kleinen Gange von IStib zum nahe gelegenen Badeort Novoselo konnte 
das Verhalten von Granit und Flysch näher beobachtet werden. Genau 
östlich der in IStib eingezeichneten östlichen Mühle steht noch Granit 
an, weiter im Norden sind Flyschmergel entwickelt, das Bregalnica- 
Tal westlich der Zitadelle besteht wieder aus Granit und dieser reicht 
bis an das Thermalbad von Novoselo, 100—200 m nordöstlich der 
IStiber Zitadelle kann man am Burgberge und unter der HauptdZamija 
auch noch rote bis graue Flyschmergel konstatieren. Beim Badehaus 
von Novoselo bricht der Granit in die Tiefe und südwestlich davon 
kann man südwestfallenden Flysch mit Fossilien der Gombertoschichten 
erkennen, weiter im Südwesten ist im ersten größeren Nebengraben, 
der von Nordwesten in die Bregalnica mündet, ein lokales Kohlen- 
vorkommen nachgewiesen worden. 

Die Therme von Novoselo entpringt hart an der Grenze zwischen 
Flysch und Granit noch aus dem letztgenannten Gesteine. Ihre Tempe- 
ratur ist von Boue& mit 54—55° C. angegeben worden. 

Nördlich von Istib lassen sich bei der am Nordende der Stadt 
gelegenen Kaserne und am Wege gegen Karaorman mit 45° nach NÖ 
fallende bunte, rote bis blaue Tone, verschiedenfarbige Sandsteine und 
polygene Konglomerate konstatieren, woraus hervorgeht, daß die Flysch- 
und Konglomeratbildungen südwestlich und nordöstlich des IStiber 
Granitvorkommens eine Antiklinale bilden. Die bunten Konglomerate 
glaube ich mit den Konglomeraten des Promet identifizieren zu müssen. 
Analog dem Vorkommen am Promet sind auch nordöstlich der er- 
wähnten IStiber Kaserne („Ksr“ der Generalkarte 1:200.000) auf den 
bunten Tonen und Konglomeraten blaue bis gelbe Mergeltone und feste, 
mergelige Kalklagen gelegen. Südwestlich von Novoselo sind hingegen 
die die Basis der Flyschserie bildenden bunten, roten Konglomerate 
und Tone, die einen Süßwasserhabitus zeigen, nur durch eine grobe 
Konglomeratlage von der Beschaffenheit eines Grundkonglomerates 
vertreten, die so wie die darauf auflagernden Flyschgesteine dieser 
Partie südwestliches Fallen (X 45°) aufweist. Möglicherweise ist diese 
Differenz dadurch zu erklären, daß schon damals das Becken von 
Koöana eine mehr abgeschlossene Mulde repräsentierte. 

Da der Weg von IStib bis Kotana größtenteils die Bregalniea-Niede- 
rung entlang führt, lassen die Aufschlüsse gar manches zu wünschen übrig. 
Nur bei dem 3 km östlich Karbinci gelegenen Karakol ließen sich noch 
einmal Flyschmergel konstatieren. Sonst wäre auf dem ganzen Wege 
höchstens die Existenz einer diluvialen Terrasse zwischen Mojanci 
und Podlag zu erwähnen, Kodana liegt auf kristallinischem Schiefer, 
und zwar konnte ich hier vorwiegend mäßig steil nach Ost fallende 
srünliche sernifitische Schiefer konstatieren. 


[7] Zur Geologie von Nordalbanien. 9] 


Kocana-—-Kumanova. 


Da der folgende Weg fast ausschließlich über eruptive Gesteine 
und deren Tuffe führt, wurde auf seine Aufnahme, die ohne aus- 
gedehnte petrographische Aufsammlungen eine Unmöglichkeit wäre, 
bedeutend weniger Aufmerksamkeit verwendet. Dementsprechend sind 
zahlreichere Notizen nur bis in die Gegend von Nivicani eingetragen 
worden. Westlich des Südendes von Kocana konnte ich vor allem 
weißen tuffigen Lithothamnienkalk bis in die Gegend von Beli kon- 
statieren; bei Beli selbst wurde an knolligen mergeligen Kalkbänken 
30° südliches Fallen gemessen. 

Nördlich Trakana, etwa dort, wo sich beide Nebenarme des 
zwischen Banja und Trakana herabführenden Baches vereinigen, wurden 
sehr steil (& 80—90°) nach SO fallende, sehr stark gefaltete, rote, 
glänzende, harte Schiefer beobachtet und weiter im Westen führte die 
seit Beli eingeschlagene westliche Richtung geradeaus auf den von 
Banja nach Nivicani führenden Saumweg. 

Ungefähr 2 km nördlich des Badezeichens von Banja werden 
die ersten porphyrartigen Eruptivgesteine getroffen. 11/, km süd- 
südöstlich Nivicani erscheinen noch einmal die oben beschriebenen 
roten Schiefer und jenseits dieses Punktes wird das große Eruptiv- 
gebiet von Kratovo betreten. In diesem großen Eruptivgebiete wurde 
nun keine weitere Ausscheidung vorgenommen. Es wurde nur an 
Tuffschichten bei Rudare - Tursko 60° südliches Fallen gemessen, 
nördlich dem im Westen von Zletovo gelegenen Karakol war das 
Fallen 20° gegen SSW, weiter im Nordwesten bei der Kote 551 
mit 300 gegen SSW gerichtet. Ungefähr dasselbe Streichen ließ sich 
auch am Wege von Kratovo nach Kumanova bis Hau Egrisu messen, 
außerdem ließ sich auch zwischen Stra@in Kula und Han Egrisu das 
Auftreten zahlreicher in gerader Linie angeordneter Basaltkuppen 
konstatieren. 

Das Tal der Kriva Rjeka scheint in dieser Gegend einem ganz 
gerade verlaufenden Bruche zu entsprechen. 

Alte kristallinische Schiefer, mächtige tertiäre Eruptivgesteine 
und in dem Becken abgelagerter Flysch scheinen also diesen Teil 
der Rhodopemasse vorwiegend zu charakterisieren. Vollkommen 
anders verhält sich nun aber der Aufbau des zu be- 
sprechenden nördlichen albanesischen Gebirges. 


B. Tournee: Prizren—Jablanica—Karaula Guri zi—VeSal—Brodec 
Sipkovica—Kalkandele (Ausflug nach LeSka, PrSofeil)—GrupsSin 
— Husein Sach — Usküb. 


Prizren — Kalkandele. 


Nachdem ich an einem Tage die Natur des Kalkes, der den 
Burgberg von Prizren bildet, und die darunterliegenden, hinter dem 
k. und k. österreichischen Konsulat anstelienden Schiefer untersucht 
hatte, unternahm ich es am nächsten Tage in Begleitung zweier Zapties 
den Sar zwischen Prizren und Kalkandele zu überschreiten. Über diese 
gewiß nicht wenig begangene Route ist trotzdem seit Viquesnels 


19* 


92 Dr. Franz Baron Nopesa. [8] 


und Grisebachs Zeiten gar nichts Geologisches publiziert worden 
und so kann man denn eine Kalkandele, Ljubeten-Spitze und Ferisovic 
verbindende Linie als die Ostgrenze der albanesischen „Terra inco- 
gnita“ bezeichnen. h 

Im großen ganzen einen wenn auch nur oberflächlichen Über- 
blick über diese unbekannten Gegenden zu erhalten dies betrachtete 
als das erste Ziel meiner bisherigen Reisen. 

Unmittelbar südöstlich von Prizren steigt der Weg auf, wie sich 
später zeigte, wohl paläozoischen Schiefern steil gegen die Spitze 
des Cviljen und der etwas isolierte Burgberg bleibt dabei einige 
hundert Schritte zur Linken liegen. Die Schiefer bei Prizren lassen 
sich am ehesten als ziemlich weiche, braune bis gelbbraune, stark 
sefältelte, dabei seidenglänzende Tonschiefer bezeichnen, wobei aller- 


Fig. 1. 


Dusan-Feste und Bistriea-Tal. 


(Nach einer von Herrn Dr. K. Steinmetz aufgenommenen Photographie.) 


H — Hodzabalkan. — Cv — Cviljen. — T — Tonschiefer und Phyllite von 
Prizren. — K —= Kalkstein. — © — Kristallinischer Schiefer. 


dings auch schwarze, harte Phyllitschichten und quarzreichere feste 
Lagen nicht fehlen. Flyschartige Schiefer sind nirgends vorhanden. 
nur stellenweise sind in ganz untergeordneter Weise graugrüne, fast 
matte mergelige Tonschichten entwickelt und an einer Stelle ließen 
sich quarzreiche Konglomerate konstatieren. Allenthalben bei Prizren 
ließ sich SSW- bis SW-Fallen feststellen und dabei schwankte der 
Fallwinkel in der Gegend der Zitadelle zwischen 45° und 60% Etwas 
südlich der am Cviljen befindlichen Kote 524 wird der Schiefer von 
zahlreichen Pegmatitadern durchbrochen. In der Nähe der alten 
DusSan-Feste läßt sich hierauf vom Bistrica-Tale gegen die Cviljen-Spitze 
ein dreimaliges Alternieren von mächtigem, weiß bis lichtrosenroten, 
nur bankweise geschichtetem, dichtem Kalkstein mit besagtem Schiefer 
konstatieren und infolge der verschiedenen Widerstandsfähigkeit gegen 


[9] Zur Geologie von Nordalbanien. 93 


die Atmosphärilien kommt dieser geologische Unterschied auch in der 
Topographie insofern ausgezeichnet zur Geltung, als jeder der zirka 
W-—-O streichenden Kalkzüge auf den von der Cviljen-Spitze gegen das 
Bistrica-Tal N—S verlaufenden Bergrücken je eine Rückfallkuppe her- 
vorruft; die Höhe des Cviljen selbst ist gleichfalls aus dem nämlichen 
Kalksteine gebildet (Fig. 1). 

Leider ist die Karte 1:200.000 in der nächsten Umgebung 
Prizrens nicht unbedeutend verzeichnet und so ist es nötig, vor 
weiteren geologischen Ausführungen vorauszuschicken, daß Jablanica 
nicht dort liegt, wo es die Karte angibt, sondern dort, wo Lubadeva 
steht, daß ferner an der Stelle, wo die Karte die Häuser von Küstendil 
angibt, ein kleiner Weiler zwar vorhanden ist, der Küstendil ge- 
nannte Ort jedoch südöstlich der Cviljen-Spitze zu liegen kommt. (etw: 
dort, wo Lez bezeichnet ist), daß ferner Lubadeva südwestlich des 
rektifizierten Küstendil liegt, der Bach jedoch, an dem diese beiden 


Fig. 2. 


a 


Pr 


Jablaniea-Sattel. 
K = Kalk.. — S = Schiefer. 


soeben genannten Ortschaften liegen, nicht in das Plava-Tal fließt, 
sondern bei Hoca in die Ebene von Prizren mündet. Novoselo und 
Vrbitane sind beide vom richtiggestellten Jablanica aus sichtbar und 
liegen nicht östlich Ljubizda, sondern östlich von Prizren auf dem 
Hodza Balkan beschriebenen Rücken. Der Felskegel von Selce kommt 
infolge eines südwestlichen Ausläufers ungefähr dorthin zu liegen, 
wo das „k“ des Wortes Hodza Balkan steht, und auch im Oberlaufe 
des Bistrica-Tales sind die Gemeinden einigermaßen verzeichnet. 

Im folgenden Teile der Wegbeschreibung Prizren Kalkandele 
sind nunmehr die richtiggestellten Gemeindenamen verwendet. Von 
Prizren bis Jablanica ließ sich also, wie schon erwähnt, ein mehr- 
faches, dureh Brüche verursachtes Alternieren von Kalk und Schiefer 
konstatieren und unmittelbar vor Jablanica ließ sich die Auflagerung 
des Kalkes auf dem Schiefer in ganz unzweideutiger Weise erkennen. 
Der Weg, der bisher eingeschlagen wurde, führte dabei jedoch nicht 


94 Dr. Franz Baron Nopesa. [10] 


nördlich vom „Küstendil* der Karte, sondern stark südlich hiervon, 
so daß er bei Jablanica beinahe die Höhe des Sattels zwischen Jablanica 
und dem wirklichen Küstendil erreichte. (Fig. 2.) Erst von Jablanica 
an wurde der auf der Karte angegebene Weg begangen. Bei Jablanica 
ließ sich ein Aufschluß von grünen, porphyrartigen Gesteinen erkennen, 
darauf folgte wieder Schiefer mit nordöstlichem Fallen, weiterhin 
noch einmal lichtrosenroter, stellenweise rot geäderter Kalk; hierauf 
erschienen zum erstenmal mit 60° nach Nordost fallende kristalline 
Schiefer, die auf solche Weise den Tonschiefer der Prizrener Gegend 
unterteufen. Die kristallinen Schiefer sind hier als faserige, holz- 
schieferartige, grüne, stark gefältelte Serieitschiefer entwickelt und sie 
ließen sich mit gleichem Fallen bis Karaula Guri zi (albanes. „schwarzer 
Stein“) verfolgen. Die einzigen Unterschiede, die bemerkbar waren, 
bestanden darin, daß sich das anfangs 60gradige Einfallen gegen Guri zi 
allmählich verflacht, so daß vor Guri zi nur mehr 20gradiges Einfallen 
gemessen wurde und daß stellenweise Chloritschiefer mit zahlreichen 
milchigen Quarzadern erscheinen. 

Karaula Guri zi, auf einer Art Hochplateau gelegen, hat seinen 
Namen von einem südwestlich davon befindlichen, großen, schwärzlich- 
dunkelgrünen, aus granathaltigem Amphibolgneis bestehenden Felsen. 
Dieser Amphibolgneis, der stellenweise mit Chloritschiefer abwechselt, 
läßt sich bis in die Gegend der Kote’ 1690 verfolgen. Hier jedoch 
lassen sich bereits von der Höhe des Paßüberganges herabgerollte 
Brocken von stark gewalzten und metamorphosierten Konglomeraten 
sowie Stücke eines grauen, kristallinen Kalkschiefers erkennen. Eine 
Weile halten am Untergrund die kristallinen Schiefer noch an, worauf 
bei der Kammhöhe Kalkschiefer mit phyllitischen Zwischenlagen er- 
scheinen. Am Sattel wurde am Kalkschiefer nordwestliches Fallen 
(X 350) gemessen. 

Bald jenseits der Wasserscheide, also schon im Flußgebiete des 
Vardar, resp. des Kalkandele-Baches wurde ein schiefriger, dichter, 
srauer N-fallender Kalkschiefer (X 25% mit quarzreichen Phyllit- 
zwischenlagen (im Tagebuch als Tonglimmerschiefer-Einlagerung ver- 
zeichnet) angetroffen. In ungefähr 2000 m Meereshöhe treten die 
Kalke zurück und an ihrer Stelle erscheinen mäßig steil (X 30% 
nördlich fallende Schiefer und ausgewalzte, grüngefärbte, sericitisierte 
Konglomerate. Dies dauert am steilen Abstieg gegen VesSal bis in 
1800 m Meereshöhe an, woselbst im Liegenden der nur mehr mit 15° 
nach Nord einfallenden grünen Schiefern und Konglomeraten eben- 
solche, jedoch auch rot und violett gefärbte metamorphe ‘Sedimente 
erscheinen. Wie ein späterer Gang von Fersovic nach Prizren zeigte, 
sind diese bunten metamorphen Schiefer von den Tonschiefern der 
Umgebung von Prizren jedenfalls verschieden und sind in deren 
Liegendem gelegen. Stark gequetscht und gezerrt kann man dieselben 
Schiefer, jedoch mit mehr holzschieferartigen Habitus bei der 
Isohypse 1700 wiedersehen, woselbst sie ebenfalls nördliches Fallen 
zeigen. Nur an einer einzigen Stelle konnte östliches Fallen ge- 
messen werden. Flaches Nordfallen zeigen auch die gleichen, rot, 
violett und grün gefärbten Schichten beim Dorfe Vesal (Fig. 3). 

Knapp vor Brodeec stellen sich im Liegenden dieses bis hierher 


a un Br 


ZN: EG EEEERETEIETEEEE 


1 1] Zur Geologie von Nordalbanien. 1075) 


bunten Komplexes neuerdings vorwiegend grüne Schiefer ein, welche 
mächtige Lagen von gut geschichteten Kalkbänken enthalten und dabei 
beinahe horizontale Lage zeigen; es läßt sich unschwer feststellen, 
daB die kalkreichsten Lagen das Liegende bilden und offenbar den 
Kalklagern der Sattelhöhe entsprechen. Bei Brodee selbst trifft man 
unter diesen vom Kobilica-Rücken bis hierher verquerten, alten, meta- 
morphen Sedimenten grüne, sericitische Schiefer. Zirka 1 km südöstlich 
der Kote 981 kann man an Kalklagen enthaltendem Chloritschiefer 
flaches SSW-Fallen, weiter im Südosten bei der Isohypse 700 SW-Fallen 
erkennen. Bei Sipkovica soll, wie mir später in Kalkandele mitgeteilt 
wurde, eine Thermalquelle entspringen. 

An den kristallinen Schiefern der bei Kote 705 gelegenen Teke 
ließ sich mäßig steiles, südliches Fallen (X 60°), bei der Kote 578 
zwischen dieser Teke (mohamelanisches Kloster) und der Stadt 


Fig. 3. 


Vesal am Sar. 


Kalkandele steiles ONO-Fallen (X 80—90° erkennen. Hier kann 
nirgends mehr Zweifel herrschen, daB wir es von Brodece an mit 
Jüngeren kristallinen Schiefern zu tun haben. (Ich befolge hierbei die 
Methode, die kristallinen Schiefer in zwei Gruppen zu teilen und 
hiervon die noch olıne weiteres als metamorphe Sedimente erkenn- 
baren Bildungen zu trennen.) r 

Zusammenfassend zeigt also dieser Sarübergang, daß im Gebiete 
der Tonschiefer von Prizren bis gegen Guri zi ausgesprochen nord- 
östliches Fallen vorherrscht und weiterhin metamorphe Sedimente eine 
zirka Ost— West streichende Synklinale bilden. 

Unter dem Lichte dieser neuen vom geologischen Gesichtspunkte 
aus durchgeführten Sarüberquerung gewinnen Bou&s, Grisebachs 
und Viquesnels Notizen der Kobilica-Besteigung wesentlich an 
Bedeutung. 


96 Dr. Franz Baron Nopcsa. [12] 


Boue erwähnt: 

Zwischen Kalkandele und Vejice weißen, kristallinen Kalk, Chlorit 
und eisenhaltige Schiefer. Bei Prizren hingegen auf grauen, zum Teil 
jedoch auch roten Tonschiefern gelagerte Kalke und Breccien. Bei 
der Kobilica findet Protogin Erwähnung. 

Nach des Botanikers Grisebach Angaben wäre zwischen 
Vejice und Kalkandele Glimmerschiefer anzutreffen, auf der Kobilica 
hingegen Kalk, der laut pag. 300 seiner Arbeit mit dem Kalke 
der Ljubeten-Spitze identisch zu sein scheint und gegen unten mit 
Schiefermassen in Wechsellagerung steht. Stellenweise wird er nester- 
förmig von Schiefer umschlossen. Die meisten Angaben über (die 
Zusammensetzung der Kobilica hat Viquesnel gegeben und der 
von ihm zurückgelegte Weg von Kalkandele über Selce Vejice zur 
Kobilica-Spitze bildet ein Parallelprofl zu dem von mir zuvor ge- 
gebenen Querschnitt. Unsere Beobachtungen lassen sich auch dem- 
entsprechend recht gut in Übereinstimmung bringen. — Unter Kal- 
kandele erwähnt Viquesnel grüne Talkschiefer mit Quarzitschiefer, 
bei Selce mit Einlagerungen von rauchgrauem Kalk. Gemessen wurde 
daselbst östliches Fallen. Zwischen Selce und Vejice (1 Stunde, also 
zirka 3 km Luftlinie nördlich dieses Ortes) ist wieder Talkschiefer 
anstehend;; bei Vejice fand er rauchgraue Kalkschiefer, die von bunten 
Schiefern mit N—S, resp. NW— SO-Streichen überlagert werden. Nörd- 
lich Vejice herrscht NW—SO-Streichen vor, noch weiter gegen die 
Kobilica-Spitze findet Viquesnel talkigen Gneis und am Gipfel 
selbst blauschwarzen, stellenweise sehr quarzreichen Kalk, an dem 
NO-Fallen gemessen wurde. Die Schichtfolge : junge kristalline Schiefer, 
metamorphe, auf Kalkschiefer lagernde Sedimente, ältere? kristalline 
Schiefer, läßt sich unschwer wiedererkennen, nur vom Kobilicakalk 
ist es fraglich, ob es statthaft ist, ihn mit den von mir auf der 
Prizren—Kalkandele-Wasserscheide angetroffenen Kalken zu identi- 
fizieren. Eine Abweichung ‚zeigt auch das Streichen, denn auf meinem 
Sarübergange herrschte in Übereinstimmung mit Gvijie seiner Annalıme 
einer dinarisch-albanesischen Scharung ÖW-Streichen vor, während 
Viquesnel wie ich zum .Teil bei Prizren, N—S bis NW-SO 
Streichen konstatierte. Es ist demnach nicht unmöglich, anzunehmen, 
daß die Sarska rjeka wie so viele Quertäler auf Grund einer tek- 
tonischen Linie entstanden ist. Die Angabe, daß bei Sipkovica eine von 
mir allerdings nicht besuchte Therme existieren soll, würde ebenfalls 
eher für als gegen diese Hypothese sprechen. 


Kalkandele— PrSovci. 


Um den Südostabhang des Sar wenigstens provisorisch Kennen 

zu lernen, wurde von Kalkandele aus ein Ritt nach Leska und von da 
nach Pısovei (der Name Prifea scheint gebräuchlicher zu sein) unter- 

nommen. 

Auch auf der Strecke Kalkandele— Prsovci läßt die Generalkarte 
1:200.000 einiges zu wünschen übrig. Poroj ist nicht am Steilabhange 
der Sarvorberge, sondern 1/, km weiter OSO am Rande des daselbst 
eingezeichneten Baches gelegen. Das Kloster von Leska (in einer 


[13] Zur Geologie von Nordalbanien. 97 


dieses Kloster beschreibenden, 1900 erschienenen Broschüre wird der 
Ort Lesak genannt) liegt nicht am NO-, sondern am SW-Ufer des 
daselbst fließenden Baches, statt Tima@ hörte ich ausschließlich die 
Bezeichnung Tearza. Außer diesen Kleinigkeiten stört aber beim 
Gebrauche der Karte hauptsächlich der Umstand, daß die auf der 
Karte südlich einer Kalkandele — NeraStin — Leska — Tearza ver- 
bindenden Linie eingezeichneten, gegen den Vardar streichenden, laut 
Karte bis zu 300 m hohen Nebenrücken des Sar vollkommen fehlen. 
Der Sar bricht längs der bereits angegebenen Linie steil gegen die 
Tetovo-Ebene ab und die kleinen, zwischen den einzelnen erwähnten 
Gemeinden befindlichen Unebenheiten werden bloß durch gewaltige, 
aber sehr flache Schuttkegel gebildet. Auf diese Weise gewinnt der 
SO-Fuß des Sar bis Prsovei einen völlig anderen Charakter und der 
große Bruch, der die Tetovo-Ebene gegen Nordwesten begrenzt, tritt 
viel markanter zum Vorschein. Gleich hier sei hinzugefügt, daß längs 
dieses Bruchrandes mehrere, wohl juvenile Mineralwasser dem Erd- 
innern entquellen. Solche konnte ich in Leska und zwischen Slatina 
und Tearza (Tima6) konstatieren. 

Die Schuttkegel, die am Fahrwege zwischen Kalkandele und 
Leska überschritten werden, bestehen fast ausschließlich aus kristal- 
linen Schiefern (Chloritschiefer und Amphibolgneis), Quarzgeröllen 
und Spuren von grauem Kalk. Bei Leska wurde zirka !/, km nord- 
westlich des Klosters hinter einer kleinen, aus Aragonitsinter be- 
stehenden Kuppe, bei der dortigen Ruine an den kristallinen Schiefern 
SO-Fallen mit 250 gemessen. Grasgrüne Chlorite, Serieitschiefer, Quarz- 
schiefer und Phyllite bilden hier längs des vom Klosterbach aufwärts 
und über den Sar nach Prizren führenden Saumweges gewaltige Felsen. 

Die Sinterkuppe von Leska, ein Produkt der dortigen Mineral- 
quelle, ist genau am Abbruche der Phyllite gegen das Tetovobecken 
den kristallinen Schiefern aufgesetzt und selbst durch treppenförmige 
Abbrüche einigermaßen disloziert worden. An der Basis der zirka 
50 m hohen Sinterkuppe ließ sich eine polygene, grobe, durch Quell- 
sinter verkittete Breccie konstatieren. Die außerhalb und unterhalb 
des Klosters aus einer Stufe des Sinters hervortretende Mineralquelle 
zeigt nur wenig Kohlensäure und wird nur in höchst primitiver Weise 
verwendet. Seit Grisebachs Zeiten scheint die jetzt nur schwache 
Quelle eine ziemliche Veränderung erlitten zu haben, denn dieser 
beschreibt bei Leska einen in einem Bassin gefaßten gasreichen 
Sprudel, ferner zwei kohlensäurehältige Quellen, die 85° F' und 
89% F zeigten. Außerdem waren damals an mehreren Orten Kohlen- 
säureexhalationen (!) zu erkennen. 

Von allem war anläßlich meines dortigen Besuches nichts mehr 
zu erkennen. Hingegen gelang es mir, zwischen Slatina und Tearca 
auf einem flachen, aber weitausgedehnten Sinterhügel eine zweite viel 
ergiebigere, jedoch derzeit nicht verwendete Mineralquelle zu kon- 
statieren, die im Gegensatze zur Leska-Quelle — wo ich derzeit keine 
Sinterbildung erblickte — noch immer reichlich Kalksinter ablagert. 

Zwischen PrSovei—Tearca führt ein großes wasserreiches Tal 
auf den Rücken des Sar und an der linken Tallehne befindet sich ein 
scheinbar vielbegangener Saumweg, auf dem man, wie mir Albanesen 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (Baron Nopesa.) 13 


98 Dr. Franz Baron Nopesa. [14] 


versicherten, „über Bistrie, Lalja nach Vjeska und von da nach 
Prizren“’ gelangen könne. Bei seiner Mündung wird dieses Tal von 
einer derzeit wenigstens 30 m über der Talsohle liegenden Geröll- 
ablagerung begleitet, die aus kopfgroßen, nicht besonders stark ab- 
oerollten Blöcken besteht, unter denen ich zu meiner großen Über- 
raschung Protoginblöcke entdeckte. — Dasselbe Gestein konnte ich 
später auch in den Alluvien dieses Prsovei-Baches Kkonstatieren. 

Bisher ist, abgesehen von Viquesnels Angabe in neuerer 
Zeit Protogin in dem Sar noch nirgends anstehend gefunden worden 
und nur Boue erwähnt solchen aus dem oberen Teile des Lepenac- 
Tales. Bei aller Ungenauigkeit der in Anbetracht der Umstände 
dennoch fast ans Wunderbare grenzenden Generalkarte 1: 200.000 
kann man sich auf einen bloßen Blick nun davon überzeugen, daß 
der Prsovei-Bach und die südlichen Nebenbäche des Lepenac am Sar 
aus ungefähr derselben Gegend entspringen, und da gewinnen denn 
diese Notiz Boues und meine Konstatierung der Granititgerölle bei 
PrSovei insofern an Bedeutung, als beide auf dieselbe Ursprungs- 
stelle weisen und wir daher mit größter Wahrscheinlichkeit auf die 
Existenz einer ausgedehnten Protoginintrusion in der Mitte der Sar- 
kette schließen dürfen. 

Bei PrSovei selbst sind so wie bei Leska Chloritschiefer und 
Quarzitschiefer anstehend, an denen jedoch konstant NO-Fallen (X 309%) 
gemessen werden konnte. Zeitmangel hinderte mich, den Ursprung 
des Zentralgneises zu suchen, jedoch dürfte die Existenz des bereits 
erwähnten Saumweges dieses Vorhaben ganz bedeutend erleichtern. 

Am Rückwege von PıSovei nach Kalkandele interessierte mich 
hauptsächlich der Umstand, daß sich auch in diesem Tejle des Tetovo 
nirgends jJungtertiäre Ablagerungen antreffen !) lassen, denn für die 
bereits erwähnten, derzeit relativ zirka 50 m hohen Schuttkegel am 
Abhange des Sar läßt sich unter der Voraussetzung, daß die Schotter- 
terrasse von PrSovei ins Diluvium zu versetzen ist, trotz ihrer Größe 
kein höheres, ja nicht einmal diluviales Alter annehmen; denn 
wie rapid noch heutzutage die Anschüttung im Bereiche dieser Schutt- 
kegel vor sich geht, läßt sich am besten. aus Grisebachs Notiz 
entnehmen, der zufolge diese Wildbäche auch heutzutage noch ganze 
Dörfer verwüsten. Die erwähnten Tatsachen, nämlich den Steilabfall 
der PrSovei-Terrasse, die rapide Bildung der Schuttkegel und den Mangel 
an Tertiärhügeln, zusammenstellend, müssen wir den Einbruch des 
Tetovo-Beckens ans Ende des Diluviums verlegen. Das treppen- 
förmige Absinken des Leskasinters (Sprunghöhe bei einer Stufe wenig- 
stens 10 m) sowie andere später zu erwähnende Anzeichen zeigen 
ferner, daß diese Bewegung auch heute noch anhält und vielleicht 
ist die Veränderung der Leska-Quelle auch durch solche YersanEn 
zu erklären. 


Kalkandele— Üsküb. 


Über eine ausschließlich mit Alluvien bedeckte Ebene führt der 
straßenartige Weg zu einer prächtigen, den Vardar in mehreren 


‘) Dieser Mangel ist bereits Oestreich aufgefallen. 


[115] Zur Geologie von Nordalbania». 99 


Bogen überspannenden steinernen Brücke. Jenseits dieses Objekts 
kann man am Fuße steiler, unmittelbar aus der Ebene aufsteigender 
Kalkhügel die Ortschaft Zelina erblicken. Bald darauf führt der Weg, 
mächtig ansteigend, über einen zirka 520 m hohen talartigen Sattel. 
Die Höhen beiderseits werden von Kalkstein gebildet und zur Linken 
sieht man (gegen das unsichtbare Sirieino) eine flache Terrasse, die, 
wie es sich später zeigte, gerade bis zur Höhe des_Sattels ‚empor- 
steigt. Die Sattelhöhe selbst zwischen der Vardar-Brücke und Han 
GrupSin wird vom höchsten Punkte bis zirka zur Isohypse 500 von fast 
horizontal liegenden Bänken einer festverkitteten Kalkbreccie gebildet. 
Leider konnte ich trotz eifrigen Suchens keine anderen Bestandteile 
als Kalkbrocken entdecken; allerdings sind auch keine tiefergehenden 
Entblößungen vorhanden. 

Jenseits der Wasserscheide Vardar—GrupSin, dort, wo sich die 
vom Kaldirim bogaz und von Dobrica herabfließenden Bächlein ver- 
einen, ist eine kleine sanft geböschte Terrasse in 500 und einige 
Meter zu erkennen und diese kleine Terrassenspur ließ sich ostwärts 
mit immer größerer Deutlichkeit bis zu der von Oestreich bei 
Arnautköj—Semeniste erwähnten Terrasse verfolgen, die'nach Oest- 
reich in zirka 400 m Meereshöhe?liegen würde. 

Die Breccien des Kaldirim bogaz mit den Terrassenbildungen 
zusammenstellend, halte ich Oestreichs Annahme, daß der Vardar 
vor geologisch nicht langer Zeit über GrupSin nach Usküb floß, für 
höchst plausibel und die mir in Usküb gemachte Angabe, daß der nach 
Radusa führende Weg beim Vadar-Knie fortwährend weggeschwemmt 
werde, zeigt vielleicht an, daß auch jetzt noch beim Vardar-Knie vor- 
wiegend Faktoren der Erosion, nicht aber der Anschüttung wirken. 
Daß diese Laufverlegung des Vardars offenbar mit dem Einbruche des 
Tetovo zusammenhängt, ist evident und es wäre höchstens noch 
wünschenswert, die Höhe der allerdings schon stark mitgenommenen 
Schotterablagerung bei PıSsovei fixieren zu können. 

Zum Ausgangspunkte dieser Abschweifung über die Geschichte 
des Vardars, nämlich zur Beschreibung des Weges zwischen Kalkandele 
und Usküb zurückkehrend, ließen sich knapp vor Han GrupSin unter 
dem Kalke die gleichen chloritischen Schiefer wie westlich Kalkandele, 
jedoch mit mäßig steilem nördlichen Fallen (X 45—60°) konstatieren. 
Man kann hier Phyllit und grasgrüne Chloritschiefer mit Kalkein- 
lagerungen konstatieren und dasselbe Gestein bildet, nebenbei bemerkt, 
einen Teil des Karsjak südlich von Usküb!). Ostlich Han Grupsin 
wird dieses Gestein von. den bereits zuvor erwähnten bankartig ge- 
schiehteten, fast horizontalen Kalkbreccien überlagert, so daß die 
Breccien hier zur Linken eine Terrassenbildung bewirken. 

Nördlich dieser Terrasse erheben sich die Kalkberge des Zeden. 
Nach einer mündlichen Mitteilung von Professor Cvijic sollen am 
Nordabhange des Zeden Rudisten gefunden worden sein und demnach 
würden Kreidekalke an der Zusammensetzung dieses Berges nicht 
unwesentlichen Anteil nehmen. Bei Grup$in ließen sich im Liegenden 


!) Eine Untersuchung dieses Teiles ergab nebenbei, daß wir an diesem Berge 
außer den kristallinen Kalken auch jüngere Kalke auszuscheiden haben. 
13* 


100 Dr. Franz Baron Nopecsa. [16] 


kristalline Schiefer, darauf eine innige Vermengung von Chloritschiefer 
und kristallinem Kalk konstatieren (Cipollino), worauf gegen oben 
mächtige reine Kalkberge folgten. Auf diese Weise läßt sich denn 
schon jetzt voraussagen, daß zukünftig hier arbeitende Geologen 
höchst wahrscheinlich die schwierige Arbeit erwartet, kristalline Kalke 
und Kreidekalke zu trennen. Westlich Rogle verengt sich das bisher 
im Schiefergebiete weich modellierte Tal und die Kalkmassen des 
Zeden greifen eine Strecke weit auch südlich über die Straße hinüber. 
Hier läßt sich die Natur des festen, weißen, groben, zuckerkörnigen, 
durch Cleavage in parallelepipedische Stücke und Rhomboeder auf- 
gelösten Kalkes gut studieren, auch läßt sich seine Auflagerung auf 
den kristallinen Schiefern leicht konstatieren. Ob Kreidekalk, Trias- 
kalk oder kristalliner Kalk vorliegt, wage ich nicht zu entscheiden. 
Nach dem Kalkdefilee, in das sich Bach und Straße bei der Mühle 
unweit Rogle hineinzwängen, folgt ein kleiner, durch einen Bruch 
bewirkter Aufschluß von nordostfallenden kristallinen Schiefern, hier- 
auf wieder Kalk. 


Diluvium bei Bojani Han. 


1 Diluvium. — 2 Tertiär. 


Bei Bojani Han (der bei dem laut Karte „Kopanica“ genannten 
Weiler liegende Straßenhan führt diesen Namen) folgen von tertiären 
Sanden und Tegeln überlagerte jüngere kristalline Schiefer. Die 
Stelle bietet einiges Interesse, weshalb ich sie eingehender beschreibe. 

Das Liegende bilden grüne, glänzende, quarzreiche, sericitische 
Schiefer, worauf ein mit 45--60°% gegen NO fallendes, fast aus- 
schließlich aus Kalkgeröllen zusammengesetztes Konglomerat folgt, auf 
das sich gelbe Sandsteine und Tegel lagern. Auch diese fallen mit 
45—60°% gegen NO. Bedeckt werden kristalline Schiefer, das Kalk- 
srundkonglomerat und die Sandsteine von einer diskordant auflagernden 
Geröllschichte, die hier die Decke einer Terrasse bildet. Ich halte 
dies für diluviale Gerölle. Knapp vor Bojani Han, woselbst man sich 
schon mehr auf tertiärem Untergrunde befindet, kann man an der 
Straßenböschung zur Linken wahrnehmen, daß die Tertiärbildungen 
steiler stehen (X 60%), sich auch die Unterlage, auf der das Diluviale 
abgesetzt wurde, sowie die Schichten im Schotter selbst nicht unbe- 
deutend gegen ONO neigen, und gleich darauf trifft man auf drei 
Pliocän und Diluvium durchsetzende, staffelförmig angeordnete Brüche 


[117] Zur Geologie von Nordalbanien: 101 


(Fig. 4). An einer der so entstandenen Schollen (jede einige Schritte 
lang) kann man im diluvialen Schotter einen Fallwinkel von 25° bis 
300 konstatieren. 

Wegen des Emporragens der als „d“ bezeichneten Scholle läßt 
sich ferner diese Erscheinung am Rande der Tertiärmulde von Usküb 
nicht eben als treppenförmiges Nacksacken des Jungstertiärs bezeichnen. 
Von hier an bis nach Husein Sah führt der im Winter elende Weg 
fortwährend über junges Tertiär; rechts wird als höchste Terrasse 
jene von SemeniSte-Arnautköj sichtbar, darunter lassen sich jedoch 
bei Bukovie in einer relativen Höhe von zirka 10 und 15 m Spuren 
zweier weiterer, allerdings infolge des weichen Basismaterials schon 
stark erodierter Terrassen erkennen. Die tiefste scheint hiebei jener 
Terrasse zu entsprechen, über die man 1 km westlich von Husein Salı 
zu diesem Orte hinabsteigt. Bei Semeniste wurde in aussichtsloser 
Weise auf Kohle gegraben. Von Husein Sah bis vor die Zitadelle 
von Usküb lassen sich nur alluviale Bildungen erkennen und erst vor 
der Usküber Zitadelle tritt als Hügellandschaft das von Zujovic 
beschriebene Jungtertiär zutage. 

Wieweit die Kalke des Zeden mit den von Oestreich aus 
der Treska-Schlucht beschriebenen Kalken zusammenhängen, ließ sich 
auf diese Weise bis heute noch nicht erkennen; wohl ließ sich aber 
im Gegensatze zu CvijJic und Oestreichs geologischen Karten 
feststellen, daß zwischen dem Kaldirim bogaz und dem nordwärts 
fließenden Teile des Vardar im Tetovo kristaliine Schiefer vollkommen 
fehlen und die Kalke bis an den Vardar treten. 


0. Tourne: Ferizovie— Stimlja— Crnoljeva— Dulje—Suhar- 
jeka, Ljutoglava—Prizren— Grekovce—Djelograjca?”—Savrova ?>— 
Budakova—DlI. Neredinje—Ferizovic. 


Ferizovic—Crnoljeva—Prizren. 


Yoh Ferizovi6 führt die Chaussee zuerst längs des Bahngeleises 
in Alluvien, steigt darauf in niederes schotterbedecktes Hügelland 
und führt so bald auf Alluvien, bald auf diluvialem Schotter nordwest- 
wärts bis jenseits des Ortes KoSare. Hier wendet sie sich fast gerade 
gegen Osten und bald darauf sind an einem Einschnitte zur Linken 
kristalline Schiefer zu erkennen. In meinem Tagebuche finde ich 
„ehloritschieferartige kristalline Schiefer* verzeichnet. Leider konnte 
wegen stark vorgeschrittener Auflösung des Schichtverbandes kein 
Fallwinkel abgelesen werden. Dies war erst knapp vor Stimlja möglich, 
woselbst ich „quarzreiche, lichte, chloritische Schiefer und Glimmer- 
schiefer, die mit 30% gegen WSW fallen“, notierte. „Knapp am Ost- 
eingange ist den Schiefern ein mächtiges Lager von grauem geschie- 
ferten Kalk auf-, respektive eingelagert, das gleiches Fallen aufweist. 
Jenseits Stim]ja bewegt man sich auf einer aus wallnußgroßen Geröll- 
stücken bestehenden Schotterdecke, die eine Tegelschichte überlagert. 
Bei Belinae trifft man wieder auf mit 45° gegen NÖ fallende kristalline 
Schiefer und weiterhin lassen sich in diesen zum Teil an Amphibol- 
gneis erinnernden Gesteinen mächtige, selbst von Brüchen durchsetzte 
Pegmatitadern erkennen, 


102 Dr. Franz Baron Nopcsa. [18] 


Vor dem Orte Crnoljeva erscheint zuerst nach NO, dann nach 
SW fallend weißer Kalk, der anfänglich mit Glimmerschiefer wechsel- 
lagert, später unter Annahme einer grauen Färbung in Kalkschiefer 
übergeht. Im Hangenden konnten im grauen Kalke polygene Geröll- 
einschlüsse angetroffen werden, die bald eine allerdings nicht sehr 
mächtige Konglomeratbank bilden. Hier lassen sich nun auch zum 
erstenmal dunkelgraue Kalktonschiefer und Tonschiefer nachweisen 
und bald darauf folgt bis zum Crnoljeva Han (auf der Generalkarte 
1:200 000 als Klisurska Han bezeichnet) Serpentin. Bald jenseits 
dieses Hans beginnt wieder der tonige, dunkelgraue Kalkschiefer, in 
dem sich stellenweise kalkärmere Tonschieferlagen entwickeln. Im 
Tagebuche habe ich „Kalkschiefer, Kalkton und Tonschiefer, licht bis 
dunkelgrau“, verzeichnet. Zuerst wurde südwestliches, darauf NO- 
Fallen gemessen und in monotoner Einförmigkeit hält dieses Fallen 
au bis zirka 2 km vor den Cafa Duljit (Sattel von Dulje; Duljit = 
Genitiv von Dulje). Lokal kann man nordwestliches Fallen konstatieren, 
was sich zirka 1 km vor der Wasserscheide noch einmal wiederholt, 
sonst ist bis zur Sattelhöhe überall ONO- bis NO-Fallen zu konstatieren. 
Vor der Paßhöhe erscheinen nun schnell zweimal hintereinander mit 
den Tonschiefern gleichsinnig einfallende kristalline Schiefer, die hier 
wohl längs Staffelbrüchen an die Oberfläche treten; bald darauf läßt 
sich eine Konglomeratbank erkennen, worauf sich bald der Talgrund 
ansehnlich erweitert und bald die Höhe des Passes erreicht wird. 

Aus weichen Tonschiefern aufgebaut, zeigt der breite Paß sanfte, 
gerundete Formen. Hier scheint sich der geologische Bau insofern zu 
ändern, als etwas sandige braune, stellenweise von Kalkspatadern 
durchzogene flyschartige Gesteine erscheinen. Sie sind hier ziemlich 
flach gelagert und scheinen bald gegen Südosten, bald gegen Nordosten 
zu fallen. Einen Augenblick zögerte ich, sie, da sie viel weniger 
gepreßt zu sein scheinen als die bisher beobachteten stets härteren 
Tonschiefer, mit diesen zu identifizieren und vielleicht werden spätere 
Forschungen die Richtigkeit dieses Zögerns beweisen; da ich aber 
gleich jenseits des Passes in ihnen ebenfalls feine und gröbere 
Konglomerate mit lokal westnordwestlichem Fallen antraf, glaube ich 
dennoch beide Bildungen identifizieren zu können. Es sei hier neben- 
bei auf Tietzes Angabe verwiesen, derzufolge es in Montenegro oft 
schwer wird, Werfener Schiefer und Eocänflysch zu unterscheiden. 

Jenseits Dulje Han, woselbst noch immer diese flyschartigen 
Gesteine anstehen, die hier allerdings schon wieder ganz den Habitus 
der Kalktone von Crnoljeva erlangten, trifft man wieder auf kristalline 
Schiefer. Bald sind es rötliche, bald lichtgelbe, zahlreiche Quarzknauern 
enthaltende sericitische und chloritische Schiefer, die stellenweise 
stengeliges holzschieferartiges Zerfallen zeigen. Allenthalben wurde an 
ihnen NO-Fallen und NW—-SO-Streichen gemessen. Bei der Kote 702 
der Generalkarte steht ein Wachtturm und dieser bezeichnet ungefähr 
den Punkt, bis wohin die kristallinen Schiefer reichen, da jenseits 
wieder tonschieferartige Nordost fallende Gesteine erscheinen, die so 
wie die zuvor beschriebenen Schiefer von Öafa Duljit stellenweise 
vollkommen den aus der Umgebung von Prizren bekannten Schiefern 
gleichen. 


u A ee ee 


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[19] Zur Geologie von Nordalbanien: 105 


Zirka 1 km (Luftlinie) südlich der Karaula Kote 702 erscheinen noch 
einmal Chloritschiefer mit gleichem nordöstlichen Fallen und dort, wo 
der Weg laut Karte die Isohypse 700 schneidet, erscheinen plötzlieh 
dichte weiße, graue bis rosenrote Kalke, die zahlreiche weiß bis 
rosenrot gefärbte, durehscheinende Quarzeinlagerungen enthalten und 
steil gestellt nordsüdliches Streichen zeigen. Sie scheinen nur das 
Südende eines größeren Kalkvorkommens darzustellen, das die Höhen 
nördlich von Zaplucane und Samodraza bildet. 

Tiefer unten bezeichnet die Isohypse 600 den oberen Rand einer 
aus Tegel gebildeten und mit jüngerem groben Schotter bedeckten 
Terrasse, in der die Tegel wahrscheinlich jungtertiäres Alter haben. 
Dies ist geologisch als der hand der Prizren—Ipeker Niederung zu 
bezeichnen. Durch eine tiefe Wasserrinne gut aufgeschlossen, lassen 
sich diese tertiären Ablagerungen bis vor Suharjeka verfolgen. (Vel. 
Fig. 5.) Hier lagern alluviale und diluviale Schotter und die jung- 
tertiären Bildungen kann man erst südlich dieses Ortes am Weg- 
einschnitte auf der zwischen den Bächen von Suharjeka und Lesana 


Fig. 5. 

RR Dulje Harz 

1840777 orjeka R 
[h 

S SS \ 
N N 
200 SEEN 2 
7 gg 4 1 FR a | 4 3 2 1 


Profil über den Dulje-Sattel '). 


1 Kristalliner Schiefer. — 2 Serpentin. — 3 Kalk. — 4 Paläozoischer Schiefer. 
— 5 Flyschartiger Schiefer. — 6 Kreide. — 7 Tertiär. 


gelegenen Terrasse wieder erkennen. Hier trifft man neben Tegeln 
auch feine gelbe, sanft geneigte Sande. 

Jenseits des Sopinabaches bis Prizren sind nur rezente und 
subrezente Bildungen zu konstatieren. 

Über die Tournee Ferizovic - Suharjeka— Prizren sind von Bou& 
. einige Angaben gemacht worden. Nach diesem Autor wäre bei Suharjeka 
jungtertiärer Tegel zu konstatieren, während östlich Suharjeka an 
den Tonsandsteinen und tonigkalkigen Schiefern, die von Dulje und 
der Crnoljeva-Quelle gegen Dresnik ziehen, NW-Fallen zu konstatieren 
wäre. Aus zuvor Gesagtem geht deutlich genug hervor, wie weit sich 
Bou&s und meine Angaben gegenseitig decken. 

Ein dem Profil Stimlja—Suharjeka vollkommen entsprechendes 
Parallelprofil von Pristina nach Deöan wurde ebenfalls von Boue 
erwähnt, von Viquesnel gezeichnet und ausführlicher beschrieben. 


!) Dulje Han liegt nicht, wie es die Zeichnung irrtümlicherweise angibt, auf 
kristallinen Schiefern, sondern auf flyschartigen Schiefern. 


104 Dr. Franz Baron Nopesa. [20] 


Zwischen Dresnik, Iglareva und Mljadan (Mledan?) steht nach 
Boue kompakter weiber und grauer Kalk an, in dem sich Hippuriten 
und Nummuliten finden. Viquesnel präzisiert diese Angabe insofern, 
als er anführt, daß man von Dresnik gegen Osten schreitend „zuerst 
rudistenführende, später nummulitenhältige Kalke antrifft, die beide 
gegen SO fallen“. Uberlagert werden diese Bildungen bei Dresnik 
selbst und dann wieder dort, wo die 1:200.000 Karte jetzt das Kloster 
Djevid angibt, von jungtertiären Tegeln. Nach Gvijic befindet sich 
Dresnik, wo Thermen auftreten, an einem Bruchrande. Bei Kijevo 
(Kijeva) ist nach Viquesnel ein Süßwasserdepot zu konstatieren. 
Von Kijevo gegen PriStina trifft man nach Boue die schon erwähnten 
Tonsandsteine, die nach Dulje reichen, hierauf bei Lapusnik Ton- 
schiefer und Quarzkonglomerate, darauf halbkristalline Kalke und 
endlich Serpentin. Weiterhin läßt sich östlich PriStina Quarzitschiefer 
konstatieren. 

Auch dieser Wegabschnitt ist von Viquesnel eingehender 
beschrieben worden, indem er östlich Kijevo sandige, mit Sandstein 
und tonigen, rot und grau gefärbten Kalkschiefern wechsellagernde 


Fig. 6. 


Zaprusnik  Golies Da 
Dresink Pristina 


@ 4 k T \ IN - SS eg N 
SIT TRGS N NT \ S Y | \ \, 
ah fl I ERRN 
ESSSSERTN, N Dan 3 2 / 1 7 
5 
Viquesnels Profil über den Lapusnik-Sattel. 
1 Kristalline Schiefer, — 2 Serpentin. — 3 Palaeozoicum. — 4 Nummulitenkalk. — 


5 Rudistenkalk. 


Schiefer anführt. Der offenbar sehr gut brechende Kalkschiefer wird 
stellenweise zur Dachbedeckung verwendet. Die rote und graue 
Färbung der Tonschiefer wird von Bou& auch aus der Crnoljeva- 
Gegend angeführt; leider ist mir auf meiner dreimaligen Überquerung 
des Dulje-Passes diese Eigentümlichkeit entgangen. 
Die Hippuriten- und Nummulitenkalke von Dresnik könnten, 
meint Viquesnel, vielleicht unter diese N—S streichende und ost- 
fallende Kalkton- und Tonschiefermasse fallen. Allerdings gelang es 
ihm nirgends, dies zu konstatieren. Jenseits der Wasserscheide der 
Obilje Planina erwähnt Viquesnel polygene Konglomerate, die, wie 
er hinzufügt, an die zwischen dem oberen und unteren Kalkniveau von 
Dean eingeschalteten Konglomerate erinnern; beide zeigen pudding- 
steinartigen Charakter. Bei Lapusnik Han- ist Serpentin zu konstatieren; 
später lassen sich noch einmal quarzhaltige Tonschiefer, dann rote 
und braune eisenhaltige Sandsteine, dann neuerdings Tonschiefer, 
weiterhin gelber semikristalliner Kalk, darunter körniger, von bläu- 
lichen Adern durchzogener weißer Kalk, in dessen Hangendem quarz- 
reiche Schiefer, weiterhin noch immer ostfallende quarzreiche Glimmer- 


en 


[21] Zur Geologie von Nordalbanien! 105 


schiefer konstatieren, die den Rücken seiner Goljeskette (auf der 
Generalkarte 1:200.000 Ribarska Planina bezeichnet) bilden. Östlich 
PriStina läßt sich, wie Viquesnel sagt, „zur Goljeskette gehörender“ 
ostfallender Talkschiefer und Quarzitschiefer und von Lapusnik Han 
gegen PriStina angeblich ein Zunehmen der Kristallinität der aufge- 
schlossenen Schiefer konstatieren. Zum Vergleiche mit Fig. 5 ist eine 
Modifikation des Viquesnelschen Profils in Fig. 6 wiedergegeben 
worden. Die Übereinstimmung des Boue-Viq uesnelse hen Profils 
mit dem Übergange bei Cafa Duljit läßt sich ohne Mühe feststellen. 
"Die einzigen Unterschiede der beiden Profile, die von Ost nach West im 
wesentlichen kristalline Schiefer, Kalk, Serpentin, Tonschiefer, darauf 
am Westende gegen die ältere Bildungen einfallende Kalke aufweisen, 
bestehen darin, daß im nördlichen Profil der Zug kristalliner Schiefer, 
der bei Kote 702 nachgewiesen werden konnte, nicht mehr vorkommt 
und daß die im Boue-Viquesnelschen Profil Nord—Süd streichenden 
Tonschiefer bei Dulje—Ornoljeva gegen Südosten schwenken. 

Das folgende Profil Ferizovice—Budakova--Prizren zeigt dieses 
Umschwenken in noch ausgesprochenerer Weise. Cvijid hat auf 
seiner Karte die in diesen Profilen verquerten Schichten als Kreide- 
fliysch bezeichnet, das folgende Profil zeigt aber, daß wir es hier 
wohl mit älteren Bildungen zu tun haben. 


Ferizovic—Budakova—Prizren. 


Uber diese Gegend ist bisher überhaupt noch nie etwas Geo- 
logisches publiziert worden und die einzigen Angaben, die ich darüber, 
abgesehen von meinen Beobachtungen, erhalten konnte, war eine 
mündliche Mitteilung von Professor C vijic, daß er, von Gotovusa im 
oberen Lepenac-Tale gegen Ferizovid schreitend, zuerst Flysch mit 
Serpentin, hierauf kristalline Schiefer angetroffen habe. An das natur- 
historische Museum in Belgrad ist ferner ein Stück Serpentin mit 
der Ortsbezeichnung Nerodinje eingesendet worden. 

Nach Durchwatung des bei der berühmten Bifurkation der 
Nerodimka befindlichen Sumpfes, westlich Ferizovic, werden zu beiden 
Seiten dieses Baches, am Abhange sanfter Hügel, Weiler sichtbar, 
von denen der südlich gelegene mir als Valateker bezeichnet wurde. 
Er liegt etwas über 1!/, km südlich des entlang der Nerodimka 
fihrenden Fährweges. Weiterhin erreicht mau das, nicht, wie. auf 
der Karte angegeben, abseits, sondern unmittelbar am Nerodimka- 
Bach gelegene Dorf DI. Neredinja. Als Ausgangspunkt für den nach 
Jezerce und Budakova führenden Weg ist es von einiger Bedeutung 
und dementsprechend ist sogar ein kleiner Krämerladen vorhanden. 
Im Dorfe wurden große Platten eines lichtgraugrünen bis rötlichen 
Flyschgesteines getroffen. Sie zeigten vorwiegend mergeligen Charakter 
und dürften wahrscheinlich die Fortsetzung jenes „Flysch“-Vorkommens 
bilden, das Cvijie in der GotovuSa-Gegend antraf. Hingegen scheinen 
auf dem Wege Ferizovic—Stimlja diese Flyschgesteine bereits zu fehlen. 

Hinter einer talaufwärts von DI. Neredinja befindlichen Mühle, 
zirka | km westlich des Ortes, hört der Flysch auf und man kann 
statt dessen dunkle Tonschiefer und schwärzlichgraue Kalkschiefer 


Jalırbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 65. Band, 1. Heft. (Baron Nopesa.) ]4 


106 Dr. Franz Baron Nopcsa. [22] 


von muscheligem Bruche erkennen, die mit NNW fallen; der Fall- 
winkel beträgt ungefähr 45%. Der Weg wendet sich hierauf etwas 
gegen WSW, wodurch man im Liegenden dieser Tonschiefer, die zum 
Teil an die Crnoljevaschiefer erinnern, dünne, geschieferte, gelbliche, 
ehloritische Schiefer antrifft. Mit diesen sind innig feste dunkle, 
quarzreiche Schiefer verbunden, die zahlreiche weiße Quarzlinsen 
enthalten und von gleichen Adern durchsetzt erscheinen. Der Fall- 
winkel der ebenfalls nordwärtsfallenden Schiefer beträgt 80—90°. 
In ungeklärtem Verhältnisse zu diesen Schiefern erscheinen 
hierauf massige brecciöse Kalke, worauf weiter gegen Westen, ungefähr 
dort, wo laut Karte die Isohypse 300 den Nerodimka-Bach schneidet, 
weiße bis rosenrote oder graue, gut geschichtete, lokal mit 60° nach 
Ost fallende Kalke auftreten. Weiterhin kann man die Auflagerung 
weißer Kalke auf stark gewalztem und hin- und hergefaltetem quarz- 
aderreichen grünen chloritischen Schiefer konstatieren und es konnte 
wieder östliches Fallen festgestellt werden. Später erscheinen grüne, 


Fig. 7. 


S. 
Profil östlich Jezerce. 
1 Glimmerschieferartige kristallinische Schiefer. — 2 Chloritschiefer. — 3 Rote 
und grüne Serieitschiefer. — 4 Prizrener Schiefer. — 5 Tonschiefer und Kalkton- 


schiefer. — 6 Triaskalk. 


schwarze, rote bis lichtbraune Hornsteinschiefer, worauf graue glän- 
zende Dachschiefer mit südwestlichem Fallen (X 60°) erscheinen. 
Dies ist ungefähr jenseits des Punktes, wo sich der von Südwest, das 
heißt von Jezerce, und der von Nordwest herabkommende Quellbach 
der Nerodimka vereinen. In diesem Dachschiefer, der keine Fältelung 
aufweist, sind, wie sich beim bald erfolgenden Anstieg auf die Höhe 


von Jezerce herausstellt, Kalkeinlagerungen vorhanden. 


Der Weg ist auf der Karte insofern nicht richtig verzeichnet, 


als er bei besagter Vereinigung der Nerodimka-Quellbäche eine 
Strecke weit entlang des südlichen Zuflusses dahinführt und erst 
nachdem dieser einen kleinen nördlichen Nebengraben empfangen, in 
einer steilen Serpentine gegen Nordwesten emporsteigt. So wie er 
den Rücken, der sich zwischen dem zuletzt erwähnten Nebengraben 
und dem Jezerce-Bache dahinzieht, erreicht hat, trifft man auf die- 
selben starkgefalteten, glänzenden braunen Tonschiefer, wie sie von 
der Prizrener Bistrica-Schlucht bekannt sind, worauf auf diese kon- 
kordant aufgelagert nordwärts fallende (X 30°) feste, mergelige Kalk- 


2 N * 
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[23 


Zur Geologie von Nordalbanien. 107 


schiefer, Kalktonschiefer und Tonschiefer, etwa wie auf der Dulje- 
Höhe, erscheinen, 

Mangel an dynamischer Veränderung in diesen Sedimenten bewog 
mich, an diesem Orte längere Zeit, jedoch leider erfolglos, Fossilien 
zu suchen. Im Liegenden der Prizrenschiefer befinden sich grüne bis 
rote, stark glänzende, Holzschieferstruktur zeigende Schiefer, noch 
tiefer chloritschiefer- und glimmerschieferartige Gesteine. Gekrönt 
werden diese Bildungen (vgl. Fig. 7) von den schon zuvor ange- 
troffenen weißen bis rosenroten Kalken. 

Je nachdem sich der gegen West gerichtete Weg hin- und her- 
krümmt gelangt: man bald in das eine, bald in das andere Glied 
dieser durchschnittlich N bis NNO fallenden Bildung und hat daher 
Gelegenheit und Musse genug, bis zu der Stelle, wo laut Karte die 
Höhe von zirka 1000 m erreicht wird, von oben nach unten stets 
die Schichtreihe: 

weißer Kalk 

grauer Ton und Kalkton 

braune Tonschiefer 

grüne bis rote gefältelte Schiefer 
Chloritschiefer 

glimmerreiche Schiefer 


zu konstatieren. Die Kalke scheinen sich von Jezerce aus gegen 
Norden zur Nerodimka Planina zu erstrecken und westwärts die 
zwischen Jezerce und Budakova befindlichen Rücken nicht zu er- 
reichen. 

Vor der Paßhöhe von Jezerce verhindert tiefverwitterter Wald- 
boden mit herrlichem Buchenwalde geologische Studien, dann wendet 
sich der. Weg etwas nach Süden und erreicht eine ergiebige Quelle, 
deren Wasser in einen südlichen Nebengraben des nordwestlichen 
Nerodimkaquell-Baches hinabfließt. 

Schon hier bei dieser Quelle sind Spuren eines granitartigen 
Gesteines vorhanden, das etwas weiter gegen Westen noch besser 
zutage tritt. Bei der Isohypse 1300 kann man plattige Protogin- 
gesteine (allerdings nur lose umherliegend!) erkennen, die einen 
an die Wasserscheide und auch etwas darüber begleiten. 

Relief und gleichbleibende Vegetation sprechen dafür, daß sich 
auch die südlich gelegene Kuppe 1400 m aus diesem Material aufbaut. 

Wo neuerlich die Isohypse 1300 geschnitten wird, sieht man wieder 
mit Quarzadern durchsetzte Tonphyllite, die mit 45° gegen NNO fallen 
und ziemlich intensive feine Fältelung zeigen. Wo der nach Budakova 
führende Weg laut Karte die Isohypse 1000 schneidet, kann man im 
Liegenden dieser hier wieder weniger gefältelten und mehr tonschiefer- 
artigen Bildungen zuerst gelbbraune Hornsteine und darunter gelbe 
bis grüne holzschieferartige, chloritische Schiefer konstatieren. Von 
Budakova bis zu den zerstreuten Häusern von Bolane (welcher Ort 
ebenfalls bloß als Budakova bezeichnet wurde !), geht man stets wieder 


!) Der Name findet also offenbar nicht auf einen Weiler, sondern auf die 
ganze Gegend Anwendung. 
14* 


108 Dr. Franz Baron Nopesa. [24] 


mehr oder weniger im Streichen der Nordnordost fallenden Schiefer, 
so daß bald Tonschiefer, bald jüngere kristalline Schiefer überschritten 
werden. Nur der Schnittpunkt der Isohypse 700 vor Bolane verdient 
besondere Beachtung, als hier unter den grünen chloritischen Schiefern 
schwarze Lyditschiefer und darunter quarzreiche glimmerhaltige 
kristalline Schiefer erscheinen. Auch hier ließ sich nordnordöstliches 
Fallen konstatieren, das beinahe bis zum Schnittpunkt mit Isohypse 600 
anhielt. Hier erfolgte jedoch eine Überraschung, indem von da an die 
bisher stets nord- oder nordostfallenden Tonschiefer plötzlich, ohne 
daß inzwischen kristalline Schiefer verquert worden wären, Südwest- 
fallen zeigten. Der Weg, längs dem auf diese Weise eine aus Ton- 
schiefer bestehende, von WNW nach OSO streichende Antiklinale 
verquert wurde, ist leider auf der Karte nicht verzeichnet und konnte 
wegen plötzlichen dichten Herbstnebels nur approximativ festgestellt 
werden. Soviel ließ sich doch feststellen, daß er zirka 1 km vor 
Korstice vom eingezeichneten Wege gegen Südwest abzweigte und 
nach einem steilen Abstiege ein Ost— West fließendes Wasser erreichte. 
Ich halte dies für das südlich von Budakova— Bolane--Korstice in ost- 
westlicher Richtung fließende Gewässer. Knapp vor diesem Bache wurde 
eine aus kantengerundeten Quarzporphyrblöcken gebildete Schotter- 
terrasse überschritten. Von hier an konnte im Nebel kein Aufschluß 
mehr wahrgenommen werden. 

Der Weg führte in einer reich bewässerten, etwas gewellten 
Gegend und die auf der Karte nicht verzeichneten Ortschaften Savrova 
und Djelograjea erschwerten die Orientierung. Immerhin ist nach 
Bussolenablesung das an einem gegen NW fließenden Bache gelegene 
Savrova zirka südöstlich Ra@ana und Djelograjca, an einer gegen West 
fließenden Wasserader gelegen, südwestlich davon zu suchen. Zirka 
3 km weiter westsüdwestlich von Djelograjeca wurde noch ein. Wasser 
durehritten und dann erreichte ich Grekovce. Nach meinen Beobach- 
tungen ist Djelograjca eine ganz bedeutende mohamedanische Ortschaft. 

Wenn wir das auf Fig. 7 abgebildete Profil mit seinen schwarz- 
grauen Tonschiefern und darunterliegenden kristallinen Schiefern mit 
den bisher beschriebenen Profilen vergleichen, so zeigt es sich, daß 
wir hier wieder dieselben Bildungen vor uns haben, Hier wie dort 
scheinen die massigen weißen bis rosenroten Kalke bald auf chloritischen 
Schiefern (bei Stimlja und bei Neredinje), bald aber auf Tonschiefern 
(nördlich Jezerce) zu liegen und gleiche Lagerung konnten wir auch 
bei Prizren konstatieren. Spätere Profile werden uns eine Überlagerung 
von Kreidekalken auf Serpentin führende Schiefer zeigen und durch 
Notizen von Bou& wissen wir, daß die Kalke des Zijeb bei Ipek in 
eine obere und eine untere durch Schiefer getrennte Gruppe zerfallen. 
Ob aber die rosenroten Kalke von Neredinje sowie die gleichen Kalke 
des Cviljen bei Prizren in die Trias- oder Kreideformation gehören, 
diese Frage soll erst später erörtert werden. Die Kreide- und Eocän- 
kalke, die von Dresnik bis Zaplulane (bei Suharjeka) an die Ton- 
schieferformation und kristallinen Schiefer stoßen, dürften, wie aus den 
bisherigen Profilen hervorgeht, die paläozoischen Tonschiefer von 
Dulje—Lapusnik kaum unterteufen, sondern nur längs einer NW.—SO 
streichenden Bruchlinie berühren. 


[25] Zur Geologie von Nordalbanieın. 109 


Außer bei Dresnik kann man laut Generalkarte auch an der 
Mirusa ein als Badequelle verwendetes (daher wahrscheinlich thermales) 
Mineralwasser bei Banja konstatieren, und da dies gerade ungefähr 
dort liegt, wo der Zapluzane und Iglareva verbindende hypothetische 
Bruch durchziehen. würde, so ist dies sowie der nach NW gerichtete 
Oberlauf der Mirusa, der die Berge von Ostrozub von den Urnoljeva- 
bergen scheidet, ebenfalls als Argument für die Existenz dieser Bruch- 
linie zu betrachten. 


D. Umgebung von Prizren: Ausflug nach Zümbi; Tournee: 

KoriSa-Ljubizda-Dolnica-Novoselo-Prizren-Jablanica— 

Lez—Bla& — Zlatina — Brut— Karaula Guri Dervent— Hota— 
Prizren. 


Prizren—Zümbi. 


Auch auf dieser Tournee konnten kartographische Korrek- 
turen vorgenommen werden, denn die Lage der nordwestlich Prizren 
bei Kote 404 gelegenen Karaula, ferner dementsprechend der daran 
vorbeiführende Weg, das Drin-Knie bei Krajiki, endlich das Relief der 
Höhe 705 bei Zümbi wurden als von der Kartendarstellung abweichend 
befunden. Ebenso wurde festgestellt, daß eine N—S ziehende Kalk- 
hügelkette, die sich zwischen GraZdenik und Vlasna einerseits und 
dem daselbst N—S fließenden Drin anderseits einschiebt, auf der 
Karte überhaupt nicht eingezeichnet wurde, und dasselbe gilt auch 
für die später zu erwähnenden, zwischen dem Scutari-Wege unweit 
DZuri und dem Drinflusse befindlichen Hügel. 

Der Fahrweg Prizren—Tirana verläuft nicht durch AtmadZa, 
sondern wenigstens 1 km nordwestlich von dieser Gemeinde. Die 
Karaula Kote 404 ist zirka 11/, km weiter östlich gelegen. Der Weg 
kommt hierauf auf !/; km westlich an Luhovica heran, dann bleibt er 
mit dem Flusse annähernd parallel verlaufend auf zirka 1!/, km vom 
Drin entfernt und erreicht auf diese Weise Pirana. Am Drin-Knie bei 
Krajiki ist die Ausbiegung nach Norden viel geringer als es die Karte 
angibt. Infolgedessen fließt der Drin viel weiter südlich von Pirana. 

Geologisches wäre auf dieser Tournee folgendes zu erwähnen: 
Bei der Karaula Kote 404 konnten unter diluvialen Schottern jung- 
tertiäre gelbe Sande festgestellt werden, die völlig an die offenbar 
gleichalten Sande südwestlich Suharjeka gemahnten. Noch besser sind 
diese, Tegellagen enthaltenden Sande nördlich der Karaula erschlossen, 
woselbst sie zur rechten Hand die Basis der hügelartigen Terrassen 
bilden. Am gegenüberliegenden Drin-Ufer kann man bei Krajiki Kalk- 
hügel erkennen. 

Nach Pirana wurde noch zirka !/, km weit nordwestlich geritten, 
hierauf gegenüber jenem Punkte, wo das Drin-Knie seinen nördlichsten 
Punkt aufweist, südwärts gegen den Drin gebogen. Im Drinschotter 
waren hier vorwiegend Dioritgerölle und Kalkstücke, aber auch rote 
Hornsteine vertreten. Mühelos konnte der breite aber seichte Drin 
durchfurtet werden. 

Gleich jenseits des Drin wurde dichter grauer schiefriger, stark 
toniger Kalk mit 30° nördlichem Fallen angetroffen, in dem bankweise 


110 Dr. Franz Baron Nopesa. [26] 


polygonal brechende Plattenkalke, feste massige Schichten von dichtem 
mergeligen Kalk, ja zuweilen geradezu Steinmergel eingelagert waren. 
Die vorherrschende Farbe war lichtkaffeebraun mit einem Stich ins 
Graue. Daß diese Kalke eine ganz bedeutende Mächtigkeit besitzen, 
darauf deuten schon die sogar nördlich von Punkt 705 m auftretenden 
Dolinen. 

Später gegen Zümbi ändert sich das Streichen östlich des er- 
wähnten trigonometrischen Punktes zeigen die Schichten NO-Fallen 
und dieses läßt sich nun konstant bis Zümbi und von da bis Bitüdi 
und auch gegen KaradzerzZi bis in eine Höhe von 800 »n konstatieren. 
In der monotonen Karstlandschaft der flachen (nicht, wie auf der 
Karte angegeben, spitzen) Höhe von Zümbi und des diese Höhe mit 
dem Bastrik verbindenden Rückens gelang es mir nun, bei Bitüci ein 
1—4 cm dicke schwarze Hornsteinlagen und Hornsteinlinsen ent- 
haltendes Niveau sehr lichten, muschelig brechenden, festen, klingenden 
Kalksteines und in dessen Liegendem gegen KaradierZi in etwas 
dunkler gefärbtem, gelblich verwitterndem, stark kristalline Struktur 
zeigendem Kalkstein an den angewitterten Flächen Rudistentrümmer 
und andere unbestimmbare organische Reste zu finden. Die Kristail- 
flächen, die man am frischen Bruche sieht, sind offenbar. durch 
Echinidenreste u. dgl. zu erklären. Bei Tupee übersetzt dieser Kalk 
den Drin und scheint bis Vlasna zu reichen; überall ist er durch 
seine lichtkaffeebraune Farbe, gute Schichtung und durch die Ein- 
lagerung weicherer Lagen von fern zu erkennen. Wie sich dieser Kalk 
zu den Oviljenkalken verhält, konnte leider bisher nicht beobachtet 
werden. Es ist dies aber offenbar derselbe kretazische Kalk, den 
Cvijic und Oestreich ebenfalls Rudisten führend und mit nörd- 
lichem Fallen unweit Kula Gradis am Wege gegen Djakova erwähnen. 

Ich halte es für zweckmäßig, derzeit, um mit dieser bestimmten 
petrographischen Ausbildung einen präzisen Ausdruck zu verbinden, 
diesen Kalk als Bastrikkalk, den rosenroten Kalk der Prizrener 
Umgebung hingegen als Cviljenkalk zu bezeichnen. Anläßlich eines 
Aufenthaltes in Belgrad gelang es mir, am dortigen Museum ein Stück 
Bastrikkalk mit der Etikette „Berg Grohot (Metochia)“ sowie ein 
weiteres, „Siroki put östlich Orahovac (Prizrener Gegend)“ be- 
schriebenes Stück aufzufinden; leider gelang es mir aber nicht, diese 
Lokalitäten mit irgendeinem Punkte der Generalkarte zu identifizieren. 
Orahovaec scheint aber irgenwo am Rande der Prizrener Niederung 
gelegen zu sein, denn unter derselben Ortsbezeichnung sind im Belgrader 
Museum auch Fossilien der Paludinenschichten vorhanden !). 


Umgebung von Prizren. 


Die nähere Umgebung von Prizren glaubte ich am besten durch 
einen Abstecher nach KoriSa, dann durch eine Begehung des Fußes der 
PaSino Planina sowie durch eine Umgehung des Cviljen kennen zu lernen. 


. ‘) Herr Vizekonsul Lejhanec hatte die Güte, mir nachträglich mitzuteilen, 
daß Siroki put den Weg Prizren—Crnoljeva bezeichne und Orahovac mit Rahovce 
ident sei. Für diese wichtigen Angaben möchte ich ihm auch an dieser Stelle noch 
einmal wärmstens danken. 


ra. 


[27] Zur Geologie von Nordalbanien. 111 


Vorerst soll jedoch der geologischen Beschreibung eine kleine 
geographische Richtigstellung der Karte vorausgeschickt werden. 

Für die nördlich der Bistriea-Schlucht gelegene Gegend wäre 
außer der bereits erwähnten Südwesterstreckung der PaSino Planina 
noch zu bemerken, daß Novoselo ungefähr beim „o“ des Wortes 
„IlodZa Balkan“ liegt und auch Gröare und Vrbitane unter Beibehaltung 
ihrer relativen Lage zueinander und zu Novoselo südwärts verlegt 
werden müssen. Der auf der Karte Novoseljane beschriebene Ort 
wurde mir als Dolinca bezeichnet, Skoroviste kommt ferner an die 
Stelle des laut Karte Vrbidane beschriebenen Dorfes zu liegen und 
KabaSi unter Beibehaltung seiner relativen Lage zu Skoroviste findet 
seine richtige Stelle zirka !/; Stunde vom Sveti Petar-Kloster entfernt 
wieder. Wo jetzt auf der Karte Skoroviste steht, dort zieht sich der 
eingesattelte Kamm der PaSino Planina gegen Südwesten und jenseits 
(östlich) dieses Sattels ist Srecka gelegen. Südlich der Bistrica und 
südlich des Cviljen sind noch größere kartographische Abweichungen zu 
konstatieren. Daß Jablanica dort liegt, wo LubaGeva geschrieben steht, 
daß Lez ungefähr die Lage von Küstendil bezeichnet, wurde bereits 
erwähnt. Daß 300 m nördlich von Bla& Lez eingetragen werden muß 
und Lez hier zu streichen ist, ist eine weitere Korrektur. Die wich- 
tigste topographische Veränderung ist jedoch die, daß Küstendil und 
Lez überhaupt nicht im Plava-Tale liegen, wie denn der Übergang bei 
Jablanica überhaupt nicht in das Plava-Tal führt, sondern das Tal, 
in das er führt, umkreist den Cviljen in einem sanften, gegen Süden 
konvexen Bogen und mündet bei Hoöa in die Ebene von 
Prizren. Dort, wo auf der Generalkarte (1:200.000) das „t* des 
Wortes Guri Dervent zu liegen kommt, ist in diesem Tale der Ort 
Lubateva gelegen. 

Um in das bei Kote 1122 und westlich davon entspringende 
Plava-Tal zu gelangen, muß man vom rektifizierten Lez aus noch eine 
Wasserscheide überschreiten, worauf man über ein Hochplateau hin- 
weg in eine westsüdwestlich verlaufende hochgelegene Ebene gelangt, 
an deren Nordrand von Ost nach West die Orte Bla, Zlatarca und 
Brut liegen, während mir als Namen der am Südrande gelegenen 
Gemeinden in gleicher Richtung Brodosavca, Kukova, BuzeS, Kosavca, 
Kapra, Plava angegeben wurden. Diese, wie aus dieser Namenreihe 
hervorgeht, dicht bevölkerte, wohlbebaute und wohlbewässerte Ebene 
nimmt von Ost nach West an Breite ganz bedeutend zu, so daß ihre 
Breite bei Bla@ zirka 1 kn, bei Brut aber 3—-4 km betragen dürfte. 

Nun kann an die geologische Beschreibung der auf diese Weise 
determinierten Gegen geschritten werden. 

Bei KoriSa steht am nördlichen Talgehänge Serpentin an und 
dieser läßt sich schön auf einem nördlich und oberhalb der Sveti 
Petar-Kirche auf den daselbst markierten Rücken hinaufführenden 
Weg untersuchen. Stellenweise enthält er je 2—3 m mächtige Lagen 
eines geschichteten, glimmerschieferartigen Gesteines, an dem steiles 
Nordost Fallen (X 70—80°) gemessen wurde. Oberhalb der Sveti Petar- 
Kirche kann man dort, wo die Rückenhöhe erreicht wird, zahlreiche 
große und kleine ziegelrote Hornsteingerölle finden, die fast aus- 
schließlich alle rezenten kleinen Wasserfurchen im Serpentin erfüllen, 


112 Dr. Franz Baron Nopesa. [28] 


so daß kein Zweifel darüber möglich ist, daß dieses Gestein ganz 
nahe bergauf anstehen dürfte. Außerdem lassen sich einige Kalkgerölle 
erkennen, die einen dichten ungeschichteten Habitus und lichtblau- 
sraue bis weiße Farbe zeigen. Da in den besagten kleinen und kleinsten 
Wasserrissen Serpentingerölle fast ganz fehlen, ist die Distanz, in der 
der rote Hornstein anstehen dürfte, ziemlich deutlich ausgeprägt und 
wir dürfen, wenn mir auch ein Vordringen bis an den anstehenden 
Hornstein noch nicht gelang, mit großer Sicherheit behaupten, daß der 
Horustein das Hangende des Serpentins bildet und daß ihn selbst 
wieder wahrscheinlich lichtgraue bis weiße dichte Kalke überlagern. 
Zwischen Korisa und Ljubizda führte der Weg über Schuttkegel und 
sonstigen alluvialen Boden und erst bei Ljubizda wurden wieder ältere 
Gesteine getroffen. 

In dem von Südosten gegen Ljubizda herabkommenden Tale 
wurde vor allem gegen Südwest fallender brauner Tonschiefer (Prizren- 
schiefer) gefunden. Hierauf wurde etwas in diesem Tale vorgedrungen, 
dann wandte sich der Weg nach Nord, darauf nach Ost und führte, 
sich bald wieder nordwärts wendend, in ungefähr gleicher Richtung 
wie der auf der Karte markierte Weg bis in die Nähe der als Gröare 
bezeichneten Stelle, um sich dann wieder gegen Ostsüdost zu wenden 
und so Dolnica zu erreichen. Vor der Krümmung nach Ost ist dabei 
ein dem Ljubizda-Tale paralleles Tal überschritten worden. Auf dem 
steilen, kahlen und steinigen Rücken, auf dem man zwischen diesem 
Einschnitte und dem Ljubizda-Tale emporsteigt, sind zuerst ebenfalls 
Prizrenschiefer, dann schwarze und rote quarzreiche Schiefer und 
grellrote Hornsteinschiefer angetroffen worden, die einen auch an der 
folgenden ostwärts gerichteten ansteigenden Wegpartie begleiten. 

Weiterhin wurden, ungefähr wo sich der Weg zum zweitenmal 
nach Norden wendet, grüne, zum Teil talkige Schiefer getroffen, die 
mit weicheren Lagen wechsellagern und die ich vorläufig ebenfalls 
noch zu den paläozoischen Schiefern zähle. Auch gelang es hier, 
typische, feingeschichtete Grünschiefer zu kontatieren. 

Weiterhin ließen sich in diesen Schiefern ziemlich bedeutende 
Durchbrüche von Serpentingesteinen erkennen und jenseits dieser 
Stelle war dort, wo sich der Weg endgültig gegen Ostsüdost und 
damit nach Dolnica wendet, eine sehr intensive Verkieselung der 
paläozoischen Schiefer zu erkennen, die dermaßen zunimmt, daß bei 
der Wegkrümmung selbst reiner, weißer, milchiger Quarz ganz gewaltige 
Felsabhänge bildet. In Serpentinen über quarzärmere braune bis 
braungelbe Prizrenschiefern ansteigend, wird endlich Dolnica erreicht. 

Von Dolnica führt der Weg in südsüdwestlicher Richtung zum 
Orte Novoselo. Hier ist die Gegend geologisch recht monoton, indem 
einerseits nur schlechte Aufschlüsse vorkommen und überdies überall 
nur paläozoische südwestfallende Schiefer anstehen. Nur nahe bei 
Dolnica lassen sich in den gelblichen, seidenglänzenden, mäßig weichen, 
gefältelten Tonschiefern graue Kalkschichten konstatieren, die eben- 
falls mit 45° gegen Südwesten fallen. 

Etwas wechselreicher als der Abschnitt Dolnica — Novoselo er- 
scheint die Strecke Novoselo— Prizren, indem hier auf den Schiefern 
Reste einer ehemaligen Kalkdecke erscheinen. 


. 


A ee re 


[29] Zur. Geologie von Nordalbanien. 113 


Gleich südwestlich Novoselo lassen sich mit 45° gegen Südwesten 
fallende Schiefer erkennen, auf denen größere und kleinere, oft nur 
einige Schritte lange und manchmal ganz dünne, zirka 1 bis 1'/, m 
dieke fetzenartige Stücke einer Kalkschichte liegen. Steil bergab 
steigend, gelangt man auf eine weniger ‚geneigte grasige, etwas bebaute 
Fläche, wo vorwiegend Schiefergestein ansteht, worauf man einen 
größeren Kalkflecken antrifft. An dieser Scholle, deren Streichen jedoch 
wahrscheinlich nur von lokaler Bedeutung sein dürfte, konnte 609 
Nordost-Fallen abgelesen werden. Möglicherweise ist aber das Streichen 
dieser Scholle durch eine Verwerfung zu erklären, während das 
zuvor erwähnte fetzenartige Vorkommen in Anbetracht der Fallwinkel 
und Neigungsverhältnisse des Terrains auf diskordante Auflagerung 
hinweist. Der letzte Teil des Abstieges vom Hodia Balkan gegen 
Prizren erfolgt teilweise über Kalkterrain, weiter unten aber vorwiegend 
über paläozoische Schiefer. Auf diese Weise läßt sich der Kalk der 
Bistriea-Schlucht als gegen Süden abgesunken erkennen, so daß eine 


Fig. 8. 


Cviljen 
Dolnica SR 


Profil dureh das Bistriea-Tal. 
1 Schiefer. — 2 Kalk. 


von Novoselo gegen den Cviljen gezogene Linie ungefähr folgendes 
doppelt überhöhtes Idealprofil ergeben würde. (Fig. 8; vgl. auch 
hierzu Fig. 1.) 

Eine südliche Fortsetzung hat dieses Profll in der über Jablanica 
nach Bla6 ausgeführten Tournee gefunden. 

Die Porphyrgesteine, die, wie schon früher erwähnt, bei Jablanica 
die paläozoischen Schiefer durchbrechen, lassen sich auch jenseits 
des Jablanica—Küstendil-Sattels konstatieren, woselbst sie durch ihre 
Widerstandsfähigkeit im Schieferterrain auch topographisch ziemlich 
gut zur Geltung gelangen. 

Am Jablanica-Sattel ließ sich in den paläozoischen Schiefern 
WNW-Fallen (X 60°) konstatieren, weiterhin sind statt Prizrenschiefer 
grüne Schiefer und Tonphyllite vorhanden. Vor Lez werden sie zweimal 
von Porphyrgesteinen durchbrochen (Fig. 9), nach Lez steht etwas 
weißer, massiger, bis rosenroter, ungeschichteter Kalk an. Später er- 
scheinen in einem schütteren Eichenwald schwarze, glänzende Phyllite, 

Jahrbuch d.k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (Baron Nopesa.) 15 


114 Dr. Franz Baron Nopesa. [30] 


die gegen Südosten fallen und bis an die Wasserscheide des Ljubateva- 
und Plava-Tales reichen. 

Wie man auf diese Wasserscheide herauskommt, ändert sich, 
da man sich plötzlich von einer dolinenhaltigen Karstlandschaft um- 
seben sieht, die ganze Gegend. Die Wasserscheide Lez-Bla@ besteht 
nämlich aus einem offenbar den Kalken der Oviljen-Spitze entsprechenden 
Kalkhochplateau, das gegen das Lubateva-Tal steil abbricht, während 
es sich gegen Südosten nur sehr allmählich herabsenkt. Barometer- 
mangel hinderte mich, eine Höhenbestimmung vorzunehmen, doch 
schätze ich es, da es von den umgebenden Höhen nur wenig überragt 
wurde und der Jablanica—Küstendil-Sattel, der laut Karte zirka 900 m 
wäre, eben noch sichtbar war, auf rund 800 m. Die ersten Dolinen 
(20—30 Schritt Durchmesser) erscheinen bereits einige hundert Schritte 


Fig. 9. 


Oberer Teil des Ljubaceva-Tales. 


5 —= Grüne Schiefer und Tonphyllite. — X = Heller, ungeschichteter Kalkstein. — 
P = Porphyr. 
(Statt „Gjalica“ ist in der Figur „Koritnik“ zu lesen.) 


von dem nördlichen Hange und dies läßt auf die bedeutende Mäch- 
tigkeit des Kalkes an dieser Stelle schließen. Dieses Karstplateau 
ist nicht sehr breit, wird zur Rechten von sanften, kahlen, verkarsteten 
Kalkhügeln begleitet, zieht sich im allgemeinen gegen ONO und wird 
im Süden durch den WSW gerichteten Lauf des Plava-Baches begrenzt. 

Eine nach einer Photographie angefertigte Skizze kann diese 
Plateaulandschaft am besten zum Ausdrucke bringen (Fig. 10). Der 
Kalkstein, der diese Karstlandschaft hervorruft, ist mit dem von 
Cviljen und Novoselo bekannten Kalke vollkommen identisch. Er ist 
massig, dicht, von weißer bis rosenroter Farbe und präsentiert wohl 
nur eine von der Cviljen-Spitze herüberreichende Decke. Ein kleiner 
nach dem nicht sehr tief gelegenen Bla@ hinabführender nördlicher 
Nebengraben des Plava-Tales ermöglicht, da er an der Grenze vom 


[31] Zur Geologie von Nordalbanien. 115 


Kalkplateau und der weiter im Südosten erscheinenden Schiefer- 
landschaft des Plava-Baches entlang zieht, einen Einblick in den Unter- 
grund des Cviljenkalkes an dieser Stelle zu erlangen und da läßt 
sich denn wieder feststellen, daß der Kalk auch hier auf paläozoischen 
oder älteren (?) Schiefern lagert. Ich finde, daß ich in meinem Tage- 
buche „Schwarze Phyllite und Tonschiefer paläoz.?“ notierte. Bei Blac 
(knapp nördlich dieses Dorfes) habe ich Nordfallen mit 70—80° ge- 
messen. Von Blaö wendet sich der von mir eingeschlagene Weg gegen 
WSW und führt in der Ebene von Bla&—Plava am Südfuße einer 
steilen, zirka 100 m» hohen Kalkwand, unter der die paläozoischen 
Schiefer erscheinen. Später, gegen Zlatarca und Brut, beschränken 
sich die Kalke auf den oberen Teil der die Bla&—Plava-Ebene gegen 
Norden abschließenden Hügel, so daß die Kalkschiefergrenze, die vor 
Bla& von ONO gegen WSW zog, bei Bla& ost-westlichen Verlauf zeigte, 


Fig. 10. 


Coviljen 
K AbstiegnachLez 


Übergang von Lez nach Blat. 


K —= Heller, ungeschichteter Kalkstein. — 5 = Grüne Schiefer und Tonphyllite. 


bei Brut WNW-—-OSO-Richtung einschlägt. Das gleiche läßt sich auch 
für das Streichen der darunterliegenden Schiefer feststellen, da die 
Schiefer zwischen Lez und Bla@ nach SSO, bei Bla@ zirka nach N, 
bei Brut ebenso, zwischen Brut und Breznja jedoch bereits gegen 
NO fallen. Der Weg verläuft überall südlich des abwechselnd Hügel- 
und Plateaucharakter aufweisenden Kalkzuges auf den bald phyllit-, 
bald holzschieferartigen, paläozoischen Schiefern. 

Interessant ist die Topographie der Bla&—Bruter Ebene, da sich 
hier in der Ebene von BrodoSavca an bis nach Plava zwei hoch über- 
einander gelegene fluviatile Terrassen entwickeln; ob ihr Untergrund 
aber aus jüngeren Tertiärbildungen besteht, läßt sich derzeit noch 
nicht determinieren. Von Brut aus gesehen machte es allerdings den 
Eindruck, als ob der Plava-Bach bei Bolobrad längs einer aus lehmiger (?) 
Masse bestehenden, fast senkrechten Wand dahinfließen würde, während 

15* 


116 Dr. Franz Baron Nopcsa. [32] 


die paläozoischen Schiefer doch fest genug sind, um bei so steilen 
Abhängen felsige Gehänge zu entwickeln. (Fig. 11.) 

Über eine schwach bewaldete, gut gerundete, aus Schiefergestein 
bestehende Wasserscheide führt der Weg vom Plava-Tale in die zuerst 
von Oestreich erwähnte Hochebene von Breznja. Nach Oest- 
reich würde der abflußlose, fast ganz in Kalkterrain gelegene 
Breznja-See einen Karsee repräsentieren. Abgesehen von seiner tiefen, 
kaum 900 m erreichenden Lage, kann ich mich schon wegen des 
völligen Mangels einer zirkusartigen Umgebung und des totalen 
Fehlens von Schuttbildungen nicht für diese Annahme entscheiden und 
möchte mich viel eher der landläufigen Ansicht anschließen, daß dieser 
Fluß einen unterirdischen Abfluß besitzt und seinen Abflußmangel wohl 
einem Karstphänomen verdanken dürfte. In Anbetracht der Verteilung 
von Kalk und Schiefer scheint mir sogar die Annahme, daß die Quelle 


Fig. 11. 


Gjalica Ljums —> 


Senke des oberen Plava-Tales. 
T T’ = Flaviatile Terrassen. — K = Kalkstein. 
(Statt „Gjalica Ljums“ soll „Koritnik“ stehen.) 


von Posliste seinen Ausfluß repräsentiert, nicht eben unmöglich. Auch 
mir ist von den mich begleitenden Saptiehs die von Oestreich 
diskreditierte Geschichte der am gefrorenen Breznja-See verunglückten 
Leute wieder erzählt werden, allerdings fand ich keine Gelegenheit, 
die Quelle von Posliste zu besuchen. 

Von Karaula Guri Dervent an wurde der nach Hota führende 
Weg begangen. Zuerst trifft man noch auf Schiefer, dann gelangt man 
zu einer Quelle, jenseits welcher bis zum Höhenpunkt 779 ein un- 
seschichteter, quarzreicher, feinkristalliner, weißer bis intensiv rosen- 
roter Kalk ansteht. Hier ungefähr ist ein lokaler Aufbruch von paläo- 
zoischen braunen Schiefern und jenseits davon grauer bis rosenroter, 
gut geschieferter Kalk sichtbar, an dem südöstliches, mäßig steiles 
Einfallen (Fallwinkel 30%) gemessen wurde. An dieser Stelle gelang 
es mir als Gerölle mehrere Stücke Quarzporphyr zu finden. Ihre 


[33] Zur Geologie von Nordalbanien. BT 


Anzahl war zu bedeutend, als daß man annehmen könnte, sie seien 
durch Packpferde hierher verschleppt worden), weshalb ich eher 
einen benachbarten Porphyrdurchbruch verimute. 

Nach einem neuerlichen lokalen, kaum einige Schritte währenden 
Aufbruche paläozoischer Schiefer wird wieder meist massiger weißer 
bis rosenroter, zum Teil dolomitischer Kalk getroffen, der bis zum 
Höhenpunkt 657 anhält. Dabei konnte am Kalke 700 Nordostfallen 
festgestellt werden. Offenbar haben wir hier die westliche Fort- 
setzung jener Kalkdecke vor uns, die zwischen Lez und Blaö ange- 
troffen wurde. 

Beim. Abstiege gegen Hoca kann man westlich bei Bitu$a die 
Uberlagerung des Kalkes über die Schiefer noch einmal sicher fest- 
stellen und so ist denn jeder Zweifel über diese wichtige Tatsache 
vollkommen unmöglich. Nachdem man auf den allenthalben um Hota 
anstehenden Schiefern selbst fortgeschritten, werden diese von einem 


Talsystem von Hoca. 


1 Prizren. — 2 Hoca. — 3. Lubaceva-Ta!. — 4 Cviljen. — 5 Sattel bei Jablanica. 
A = Schiefer. — B —= Kalk. 


größeren Stocke Quarzporphyr durchbrochen und erst knapp vor 
Hoca kommen wieder zum Teil schwarze, glänzende, zum Teil braune, 
-matte Schiefer zum Vorschein. Knapp beim Porphyrdurchbruche läßt 
sich jede beliebige Streichungsrichtung feststellen, bei Hota scheint 
aber NO—SW-Streichen mit südöstlichem Einfallen zu dominieren; 
als Fallwinkel wurde 10— 70° oetroffen, in der Regel zeigen jedoch 
die Schiefer 30° Fallen. Hiemit war die Ebene von Prizren erreicht 
und die überraschungsreiche Umkreisung des Cviljen vollendet. Von 
einem Hügel vor Hoca kann man neuerdings die Lage des Lubateva- 


!, Hahn erwähnt, daß die Albanesen die beiderseitigen Lasten auf einem 
Pferde durch Aufladen von Steinen ausgleichen, was unter Umständen unangenehme 
geologische Verwirrungen anrichten könnte. Ich konnte, nebenbei bemerkt, diese 
naheliegende Art des Equilibrierens in Siebenbürgen und Albanien wiederholt 
bemerken und muß gestehen, daß ich sie bei meinen zahlreichen Touren, zumal 
in Siebenbürgen, auch selbst mehr als einmal verwendet habe, 


118 Dr. Franz Baron Nopesa. [34] 


Tales sowie am Cviljen die Auflagerung des Kalkes auf die paläo- 
zoischen Schiefer erkennen (Fig. 12). 

Das Gesamtresultat läßt sich dahin resümieren, daß scheinbar 
an und für sich sehr komplizierte und durch Dislokationen noch mehr 
verwickelte tektonische Verhältnisse existieren, daß es aber doch 
gelang, ein Niveau paläozoischer Schiefer und ein darauf- 
folgendes Niveau roten und weißen massigen Kalkes 
zu konstatieren. Kaffeebraune geschichtete Kreide- 
kalke, wie solche von Zümbi bekannt sind, wurden 
nirgends getroffen. Die Serpentine bei KoriSa waren imstande, 
eine Verquarzung der paläozoischen Schiefer zu bewirken. 


E Tournee: Prizren —Vlasna—-Skod2za — Han i ri— Han Lacit— 

Kula Ljums—Brut--Ura Vezirit—Fleti—Cafa Malit—-Brdeti 

—Han Raps—Puka—Cereti—Karaula Skanje— Gamsice— 
La&i—Kozmaci—ASti—Balelik—Skutari. 


Durch die Tournee Prizren—Scutari hoffte ich einen Einblick 
in das, man möchte fast sagen, sagenhafte Grünsteinland Boue&s und 
Grisebachs zu gewinnen, und in der Tat waren wichtige geolo- 
gische Beobachtungen das Resultat der dreiundeinhalbtägigen Reise. — 
Die Strecke ist von Bou& und Grisebach begangen und be- 
schrieben worden, dadurch aber, daß die Rolle der Serpentine und 
Diorite nicht genau präzisiert war und daß ferner so ganz ungeheure 
Massen Hornsteinschiefer („Jaspisschiefer“) angeführt wurden, konnte 
die Struktur des zwischen Skutari und Prizren gelegenen Landes 
absolut nicht verstanden und für weitere Arbeiten in keiner Weise 
verwertet werden. Ein Resultat meiner Reise, das gleich hier voraus- 
geschickt werden soll, war die Erkenntnis, daß sämtliche bisher aus 
dem Grünsteinlande angeführten merkwürdigen Bildungen tatsächlich 
existieren und daß Flysch- und Kreidebildungen auf der ganzen 
großen begangenen Strecke von Brut bis La&i, das heißt bis knapp 
an die adriatische Küste vollkommen fehlen. 


Prizren—Brut. 


Bei der Brücke unweit Vlasna wurde dichter weißer Kalk an- 
getroffen, der gegen die Karaula und darüber hinaus anhält. Dort, 
wo (nach der Karte) die Höhenlinie 400 den nach Skodza führenden 
Weg zum zweitenmal seit der Vlasna-Brücke schneidet, habe ich an 
dichten grauen Kalken mäßig steiles nordöstliches Fallen gemessen. 
Der Fallwinkel konnte dabei mit 45° fixiert werden. Die Quelle von 
SkodZa entspringt noch aus dem Kalke, wo aber westlich dieser 
Quelle auf der Karte die beiden Mühlen angegeben werden, erscheinen 
unter den Kalken stark gefaltete glänzende Tonphyllite, die Lagen 
von dunkelgrauem Kalkschiefer und Tonschiefer . enthalten. Eine 
Messung ergab ein rein östliches Fallen (X 60°. Am gegenüber- 
liegenden Bastrik zeigte sich, daß die gut geschichteten Kalke an 
seinem Südwestteile fast flache Lagerung zeigen, während sie sich im 
Nordosten steil gegen die Prizrener Ebene neigen. Günstige Schnee- 


[35] Zur Geologie von Nordalbanien. 119 


verhältnisse bewirkten, daß es mit freiem Auge möglich war, die 
härteren zu Felswänden und die weicheren zu Wiesengelände ver- 
witternden Bänke in prächtiger Weise vom Südwestrande dieses ge- 
waltigen Kalkkegels bis zu dessen Nordostabhang fast ohne Unter- 
brechung zu verfolgen, was ich mir im Tagebuche in beiliegender 
Weise notierte (Fig. 13). 

Die Tonschiefer der Mühlen von Skodia lassen sich zırka 2 km 
weit verfolgen, worauf mit 30% gegen Nordwest fallende, dichte, 
sandige, graue Kalke erscheinen, an deren angewitterter Oberfläche 
allerhand organische Reste erschienen. Gleich darauf erblickt man 
lichtgraue Knollenkalke, die gut gebankt, ebenfalls Fossilien enthalten 
und sich mit 30% gegen Südosten neigen; weiterhin ließen sich an 
einer dieser Bänke rudistenartige Querschnitte erkennen und damit 
war das Alter dieser petrographisch ohnehin mit den Kalken bei Zümbi 
identen Bildungen entschieden. Das tiefste Glied der hier sichtbaren 
Serie bilden angewittert gelbe, sandige Kalke und darunter ließ sich 
bei Han i ri das erste Serpentinvorkommen konstatieren. Vor und 
nach Haniri bildet der stets gut geschichtete und an vielen Stellen 


Fig. 13. 


Bastri ? j 
£rıK Ira 2720v1e 8 


Profil des Bastrik. 


fossilführende Kalk flache, zirka 200 Schritt lange, synklinale und 
antiklinale Wellen. Etwas vor Han Lalit kommt unter dem Kalke 
schwarzer bis grüner Hornstein zum Vorschein, bei Han 
La@it erscheint unter dem Hornstein neuerdings Serpentin. In diesen 
Serpentinvorkommen haben wir bereits die ersten Anzeichen des „Grün- 
steinlandes“ zu erkennen. Ungefähr dort, wo der nordöstlich Bardovei 
fließende Bach in den Drin mündet, kann man in diesem Gerölle 
eines sehr fossilreichen, lichtkaffeebraunen Kalksteines erkennen, 
während der Drin schon ausschließlich auf Serpentin einherfließt. 
Beim Bach von Cecina-Ljuma erkennt man, daß zwischen dem 
Serpentin und dem fossilführenden Kreidekalke in der Höhe des Weges 
roter „Jaspisschiefer“, auftritt. Die zur linken Hand befindliche Terrasse 
besteht nämlich aus fast horizontalem Kalk, der Weg führt auf rotem, 
ungeschichtetem Hornstein und der Drin fließt überall auf Serpentin. 
Später verschwindet wieder der Serpentin, dann auch der Hornstein 
gegen unten und der Drin fließt wieder auf Kalk. Es ergibt sich, daß 
man vom Liegenden allmählich wieder in das Hangende schreitet und 
da ließ sich von unten nach oben 1. lichtbrauner, fossilführender 
Kalk, 2. dichter, bankartig abgesonderter, etwas knolliger Kalk, 


120 Dr. Franz Baron Nopcsa. [36] 


3. splittriger, gut geschichteter Kalk mit Knollenkalkzwischenlagen 
erkennen. Im Verlaufe dieses Profils wurde die Ljuma-Brücke erreicht, 
woselbst der Drin eine Beugung macht und durch eine enge, schauerlich 
wilde Kalkschlucht hindurchbraust. Bei der Ljuma-Brücke fallen die 
Schichten mit 60° gegen Norden ein (Fig. 14). 


Brücke bei Kula Ljums. \ 
(Gut geschichteter Kreidekalk.) | 
. [7 [3 . .. . ’ 

Bei Brut, knapp jenseits der ersten der beiden Drin-Brücken (sie 
5 

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wurde mir als Ura Cüpri angegeben, was allerdings „Brücken“-Brücke be- 
deuten würde), trifft man wieder auf das fossilführende, gut geschichtete 


Fig. 15. 


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Ura Cüpri. 


Niveau, bei dem ich hier wieder Ostwest-Streichen, aber viel flacheres 
Nordfallen (X 15°) antraf. An dieser Stelle, die Bou& „Ura Köprüsi“ 
nennt, ist von diesem Autor Nordost-Fallen angegeben worden. 
Wegen des allgemeinen Interesses, das die eigentümliche Bauart 
der imposanten sogenannten Vesirbrücken bieten, sei anbei (Fig. 15), 


[37] Zur Geologie von Nordalbanien, 121 


wenn es auch nicht zur Sache gehört, eine Skizze der „Ura Tjüpri‘ 
gegeben. Der Name Vesirbrücke darf übrigens eigentlich nur auf die 
weiter flußabwärts gelegene Brücke (Ura Vezirit) angewendet werden. 
Vor Brut Han, zirka 1 km westlich der Kote 251, hat der Drin die 
Kreidekalke neuerdings durchbrochen und es kommt unter dem Kalke 
wiederum Serpentin mit daraufgelagertem mächtigen roten Hornstein 
zum Vorschein. 

Jenseits des Drin glaubte ich aus der Ferne an dessen Ufer 
blaue Tegel erkennen zu können. 

Da sich dort, wo auf der Karte Küküs angegeben ist, über dem 
Drin-Ufer drei niedere Terrassen übereinander erheben, ist dieser 
Punkt für das Verständnis des Wegabschnittes Brut-Puka von ganz 
eminenter Bedeutung. 

Beim Brut Han kann man erkennen, daß sich der hier ebenfalls 
flach nordwärts fallende Kalk auf das jenseitige Drin-Ufer fortsetzt und 
die Erosion daher bis jetzt die unter dem Kalke liegende Serpentin- 
masse an dieser Stelle eben erst tangierte. — Die massigen 
rosenroten bis weißen Oviljenkalke wurden nirgends 
gefunden. 


Brut—Puka. 


Wie schon erwähnt, ist der Han von Brut der letzte Ort, an 
dem man westwärts vordringend Kreidekalk antrifft. Ein dichtes, zu 
Uberfällen wie geschaffenes Eichengestrüpp begleitet von hier an bis 
zur Vezir-Brücke den Weg und behindert die Aussicht. Am Wege sind 


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Dioritlandschaft westlich der Vesirbrücke. 


zuerst auf Serpentin gelagerter Hornstein, dann Serpentin und später 
Diorit zu erkennen. Damit ist das „Grünsteinland“ betreten. Bis 
Vau Spasit läßt sich nichts als ein zu gerundeten Bergformen ver- 
witternder Diorit erkennen (Fig. 16), der daselbst einen ruinen- 
gekrönten, niederen, felsigen Rücken bildet. Grisebach gelang es 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (Baron Nopcsa.) 16 


122 Dr. Franz Baron Nopcsa. [38] 


daselbst auch Serpentin und Hornsteinschiefer zu konstatieren. Wie 
wir später sehen werden, sind diese drei Bildungen, nämlich Diorit, 
Serpentin und Hornsteinschiefer, stets zusammen anzutreffen und es 
muß der zukünftigen detaillierten Aufnahme dieser anziehenden Gegend 
überlassen werden, jedes einzelne Serpentin- oder Hornsteinvorkommen 
zur Ausscheidung zu bringen. Bei Vau Spasit konnten neuerdings neben 
dem Drin die diluvialen Terrassen wiedererkannt werden (Fig. 17). 

Bei Vau Spasit wird das Drin-Tal verlassen und der Weg wendet 
sich zuerst nach Südsüdost, führt eine Weile am rechten Ufer des 
Goska-Baches, übersetzt diesen Bach auf einer elenden hölzernen 
Brücke, wendet sich darauf wieder etwas gegen den Drin, um darauf 
am nördlichen Abhange des Goska-Baches die Höhen von Sakatit Han 
zu erklimmen. 


Fig. 17. 


PN 
ar 


Vau Spasit. 


d — Diluviale Terrassen. -- ° = Diorit. 


Zuerst trifft man an diesem Aufstiege denselben Diorit wie bisher, 
später stellen sich jedoch feldspatreichere Partien ein. Es ist dies 
offenbar jener Teil, den Grisebach vor Augen hatte, als er die 
feldspatreicheren Diorite des Prizren-Skutari Weges erwähnte. In einer 
Höhe von zirka 400 m ist der steile Aufstieg beendet und der Weg 
führt auf einem relativ ebenen, eichenbewaldeten, lehmigen Rücken. 
Wegen der möglicherweise durch Verwitterung des Diorits hervor- 
gegangenen Lehmlage läßt sich hier der Untergrund nicht erkennen 
und man ist daher um so mehr erstaunt, vor Sakatit Han plötzlich in 
einer absoluten Höhe von zirka 500 m grobe Flußschotter anzutreffen, 
die auf diese Weise wenigstens 300 »n über dem jetzigen Drin-Niveau, 
daher mehrere hundert Meter über den diluvialen Terrassen von Brut 
und Vau Spasit liegen. Ein Blick gegen Südosten überzeugt sofort, 
daß man sich hier auf einer alten, durch die jetzigen Bäche zu bloßen 
Rücken aufgelösten Terrasse befindet, über welche sich erst die 


u RT RD de 


[39] Zur Geologie von Nordalbanien. 123 


über 600 m ragenden Höhen südöstlich Semeri und die Rugova des 
Bastrik erheben. 

Trotz elender Beleuchtung gelang es mir doch, eine wenn auch 
lichtschwache Photographie dieser Hügelzüge zu erhalten und anbei 
ist eine auf Grund dieser Photographie angefertigte Skizze gegeben 
(Fig. 18). Weit im Hintergrunde kann man in der Mitte des Bildes 
die nebelverhüllte Spitze des Ljuma-Gebirges (Gjalila Ljums) erkennen. 

Uber das Alter dieser Terrasse ist es schwer, etwas zu sagen. 
Sie ist jedenfalls viel älter als die oberste der drei bei Brut sicht- 
baren diluvialen Terrassen, da beide Drinflüsse zur Zeit, als sich die 
diluvialen Terrassen bildeten, nur wenig (zirka 60 m) über ihrem 
jetzigen Bette flossen, während diese Terrasse eine wenigstens volle 
150 m (bei Vau Spasit 200 m) höhere Lage aufweist. Wenn man einer 


Fig. 18. 


Terrasse von Sakatit Han. 
I 


‚7‘, T“ = Terassenabschnitte. — L = I,juma-Gebirge. 


südlich Ura Vezirit auf der Karte bei Sbrusa Kolöit eingetragenen 
Höhenkote von 496 m sowie der Topographie der dortigen Gegend 
Vertrauen schenken dürfte, so würde bei genanntem Orte der Steil- 
aufstieg oberhalb der Terrasse schon bei 400 m beginnen und dies 
würde darauf hindeuten, daß sich die „Terrasse von SakatiHan“ 
gegen Osten um zirka 100 m erniedrigt, aber gleich östlich davon 
sind Höhenlinien eingezeichnet, welche zwar auch eine Terrasse an- 
deuten, dieselbe jedoch wieder bis über 500 »n emporsteigen lassen, 
wodurch die Barometermessung von SbruSa Kollit eine ziemliche 
Einbuße erleidet. Jedoch auch abgesehen davon, daß sich die Sakati- 
terrasse gegen Ura Vezirit eventuell hinabsenkt, ist ihre jetzige Höhen- 
lage insofern von Bedeutung, als sie mit der Höhe der Terrasse von 
Zdunje an der Treska und der Höhe des alten Vardar-Bettes bei 
GrupSin übereinstimmt. 
16* 


124 Dr. Franz Baron Nopcsa. [40] 


Von der Vardar-Terrasse und dem Vardar-Bette bei Kaldirim 
bogaz ließ sich nun feststellen, daß selbe wahrscheinlich vor dem Ein- 
bruche des Tetovo existierten, von der Sakatit-Terrasse läßt sich deren 
vordiluviales Alter konstatieren; die Existenz der Felsterrasse beim 
Ausgange der Treska-Schlucht (die Terrasse von Semeniste) zeigt 
ebenfalls, daß der letzte Einbruch des Usküber Beckens erst nach 
der Bildung dieser Terrasse erfolgte, und so können wir vielleicht 
diese großen Einbrüche auch mit der Tieferlegung des Drin bei 
Vau Spasit synchronisieren. Ein Studium der groben Gerölle, aus denen 
sich die Sakatit-Terrasse zusammensetzt, könnte vielleicht, da westlich 
von Brut kein Kreidekalk vorkommt, die Provenienz dieser Gerölle 
und damit auch die Geschichte der Terrasse einigermaßen auf- 
klären. Selbst konnte ich nur vorwiegend faustgroße weiße Quarz- 
serölle und Serpentinstücke konstatieren. Aber in Anbetracht der 
Nähe der Kalkberge des BaStrik scheint mir der scheinbare Mangel 
an Kalk nicht ohne jegliche Bedeutung und dies um so mehr, als 
den jetzigen. Drin zu beiden Seiten Kalkgebirge begleiten. 
Ebenso wichtig scheint mir, daß Boue am Wege Vau Spasit—Djakovo 
Kalkmangel konstatierte, ferner daß von der 500 m hohen Sakatit- 
Terrasse aus über Vau Spasit, Kizilgök, Popoc, Proni Bitüdit nach 
Djakova eine Depressionslinie existiert, welche laut Karte bei Hildlari 
und Popoc in zirka 500 m Höhe Terrassenbildungen aufweist, zwischen 
1000 m hohen Bergen hindurchführt, selbst die approximative Höhe 
von 500 m nirgends überschreitet und nach Boue am höchsten 
Punkte Plateaucharakter aufweist. Die groben Serpentinschotter der 
Sakatit-Terrasse könnten daher — stets laut Karte — ohne weiteres 
bis an den Rand der Metochia reichen und nach Bou&s Angaben 
vielleicht sogar von besagter Depressionslinie stammen. Ob diese Vau 
Spasit und die Metochia verbindende Depressionslinie aber wirklich 
ein altes „Drinbett“ vorstellt oder nicht, dies können leider bloß 
zukünftige Schotterfunde auf der genannten Verbindungslinie beweisen. 

In diesem Falle würde sich allerdings die ohnehin wahrschein- 
liche Tatsache herausstellen, daß der letzte Einbruch der Metochia, 
und jener der Usküber Senke gleichzeitig, und zwar noch vor der 
Diluvialzeit erfolgten }). 

') Es ist hier am Platze, auf die verschiedenen längs der dalmatinischen 
Kiiste seit historischer Zeit erfolgten Senkungserscheinungen zu verweisen (Eine 
bibliographische Zusammenstellung in Tanelli, Osserv. geolog. sul isola Tremiti, 
Boll. com. geol. Ital. 1890, pag. 481), ferner auf die Angabe Hecquards, daß 
östlich des Skutarisees vor relativ kurzer Zeit angeblich eine Fusa e proneve be- 
nannte bewohnte und bebaute Gegend existiert haben soll, welche dann später 
unter dem Skutarisee verschwunden wäre. (Hecquard, La hauteAlbanie, Paris 
1858, pag. 6: „Suivant une tradition locale le lac de Scutari n’etait jadis pas 
aussi grand qu’aujourdhui. Vers la partie orientale il y avait une plain couvert de 
villages ete.... elle s’appelait Fouscia e proneve“.) Nach Hassert wäre das jetzt 
bemeıkbare Ansteigen des Skutarisees, daß wiederholt zu Überschwemmungen Anlaß 


gibt, allerdings nicht durch eine Senkungserscheinung, sondern durch ein Verstopfen‘ 


seiner Abflußriune zu erklären, es ist jedoch zu bedenken, daß das Ereignis, das 
Hecquard meldet, noch vor dem Einbruche des Drin in die Bojana stattfand. 
Ferner sind nach Mi zopulos und de Viasi auch auf Zante allerdings an der 
Meeresküste mehrfache Niveauveränderungen, und zwar Senkungen, wahrgenommen 
worden. (Mitzopulos in Petermanns geogr. Mitteilungen 1896.) Die von Cvijic 
beobachtete Schiefstellung der Poljen gehört wohl offenbar ebenfalls iu dieses Kapitel. 


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[41] Zur Geologie von Nordalbanien. 125 


Bald hinter Sakatit Han wird, indem der Weg aufwärts steigt, 
diese hochinteressante Terrasse verlassen. Eine Weile kann man noch 
Diorit erkennen, bald führt jedoch ein kurzer Hohlweg durch eine 
kleine in Diorit eingeklemmte, sehr gestörte und gefaltete Scholle 
von rotem bis rotbraunem, stark kieselhaltigem Schiefer. Von Sujaj 
bis Fleti und weiterhin bis jenseits der Cafa Malit ist, wie schon 
Grisebach und Bou& erwähnen, nur zum Teil stark verwitterter 
Diorit zu erkennen. Auch der Südhang dieses Passes besteht noch 
eine Weile aus Diorit, darauf trifft man aber bald auf grellrote und 
grasgrüne, anfangs von Dioritgängen durchsetzte Hornsteinschiefer, 
die weiterhin gegen Brdeti auch braune Farbe zeigen. Sie sind in 
ungefähr fingerdicke Lagen geschiefert, zeigen nur an einigen wenigen 
Stellen etwas tonschieferartigen Charakter (ohne jedoch wirkliche Ton- 
schiefer zu bilden), sind sehr stark gefaltet und zeigen bald nördliches, 
bald südliches Fallen, im allgemeinen scheint das nördliche Fallen 


Fig. 19. 


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Serpentinlandschaft bei Gamsice. 


zu dominieren. Als Fallwinkel könnten abwechselnd alle Winkel von 
15—90° abgelesen werden. Eine gute Beschreibung dieser Schiefer 
wurde seinerzeit von Grisebach gegeben. 

In der Gegend FuSa Arsit traf ich wieder Diorit und nach Bo ue 
wäre zwischen Puka und Han Raps noch ein Jaspisschiefervorkommen 
zu erkennen. Letzteres ist jedoch, wie es scheint, meiner Aufmerk- 
samkeit entgangen. 2 

Zwischen Puka und ÜOereti konnte ich in einer Höhe von zirka 
500 m neuerdings feinkörnige fluviatile Schotter konstatieren, die 
hier mit 60° nach Südost fallende Jaspisschiefer überlagern. 

Weit im Südosten von Üereti, ungefähr bei Kcira, waren Kalk- 
felsen zu erblicken und im Öereti-Bache konnte ich ebenfalls Kalk- 
gerölle finden, weshalb man annehmen muß, daß die nördlich des 
Drin vorkommenden Kalkmassen stellenweise bis an die Wasserscheide 
der Trebuni-Berge (Mali Trebunit) reichen. 


126 Dr. Franz Baron Nopesa. [42] 


Westlich von DarZa bis zur Kirche Jak Mate (Fig. 19) war auf 
dem elenden Wege nur Serpentin zu erblicken, der hier überall 
steile, aber gerundete Bergformen bildet, dann kamen zirka 1 km 
westlich der Kirche Schiefer zum Vorschein, die ich als!,Paläozoikum“ 
notierte, die aber, da Bou& von da Jaspisschiefer anführt, vielleicht 
auch zur Schieferhornsteinformation gehören. 

Wo der Weg das Gamside-Tal verläßt, um über einen niedrigen 
Sattel direkt nach La@i zu gelangen, da erblickt man weiche grane 
Tone, Mergel und Sandsteine, die, vollkommen von allen auf der bis- 
herigen Route beschriebenen verschieden, ganz an Wienerwaldflysch 
erinnern; darauf folgt ein Kalkrücken, aus dem Boue Nerineen 
anführt und nachdem dieser überschritten ist, lassen sich die Alluvien 
der Skutari-Ebene erkennen. Beiliegende Skizze (Fig. 20) bringt diese 
Gegend, wo der Küstenkalk das Felsentor von Vaudenjs bildet, gut 


Fig. 20. 


Drinmündung bei Vaudenjs. 


S — Serpentin. — F' = Flyschgesteine. — K = Nerineenführende Kalke. — 
All. = Alluvien der Skutariebene. 


zur Geltung. — Die kleinen, zwischen Vaudenjs und Skutari bei ASti 
und Batelik aus den Alluvien emporragenden Hügel werden aus Flysch- 
gestein gebildet und bei Skutari läßt sich endlich der Triaskalk des 
Rozafa-Berges erblicken. 

Auf das Alter des Grünsteinlandes sowie über seine Ausdehnung 
soll in den folgenden Absätzen näher eingegangen werden. 

Von allgemeinem Interesse scheint es mir jedoch zu sein, daß 
sich die kleinen aus Kreide, Eocän und Miocän bestehenden Hügel 
der Niederung von Skutari zu den Alluvien dieser Ebene genau so 
verhalten, wie die von Mrazec aus Rumänien beschriebenen oligocänen 
Klippen zu deren sarmatischer Decke, und ich glaube daher, daß 
wir in den kleinen Skutariner Hügeln nichts anderes 
als rezente „Klippen“ zu erblicken haben. Ein Empor- 
wölben und eine Faltung der Skutariner Alluvien würde allein voll- 


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[43] Zur Geologie von Nordalbanien, 127 


kommen genügen, um alle die Erscheinungen hervorzurufen, die wir 
aus den Karpathen kennen, und so wie am Außenrande der Karpathen 
könnte man dann am Außenrande der dinarischen Züge von Rijeka 
in Montenegro bis Berat in Albanien, ja vielleicht noch weiterhin 
eine Klippenzone konstatieren. 


Il. Bisherige Daten zur Geologie Nordalbaniens. 


Außer den bereits erwähnten geologischen Angaben sind über 
die geologischen Verhältnisse des ehemaligen SandZak Novibazar und 
Nordalbaniens nur noch folgende Angaben veröffentlicht worden: 


I. Novibazar. 


Südlich des Metalka-Sattels dichter weißer Kalk mit zahlreichen 
Fossilien bis Han Gvozd. Hier ein Aufschluß von paläozoischen (?) 
Schiefern, darauf wieder Kalk bis Plevlje. Bittner erwähnt zwischen 
Boljane und Jezero Han rote Werfener Schiefer, bei Jezero Han Jaspis- 
schiefer, grellgrüne Pietra verde und diabasartiges Gestein. Selbst 
konnte ich Jaspisschiefer 2 km östlich der Militärstation Gotovusa 
erkennen. Plevlje ist in einer Mulde gelegen, in der sich über weißen, 
mächtigen Lignit führenden Mergeln zwei diluviale Terrassen erkennen 
lassen. Durch den Lignitgehalt kann man die Mergel auf Grund von 
Grimmers Karte über die Kohlenvorkommen Bosniens als gerad- 
linige Fortsetzung der im dinarischen Streichen gelegenen Kohlenvor- 
kommnisse von Prijedor, Banjaluka, Kotor, Zenica, Sarajewo betrachten. 

Gegen Podgostee lassen sich Phyllite, Tonschiefer, Sandsteine 
und schwarze Kiesel enthaltende braune Konglomerate erkennen. 
Letztere erinnern stark an gleiche Bildungen, die sich in Bosnien an 
der Rakite-Brücke südlich des Karolinen-Sattels auf der Chaussee 
Sarajewo— Gorazda finden. Aus den Mergeln von Plevlje sind von 
Bittner Planorben und Congerien (?) angeführt worden und gleiche 
Ablagerungen sind von Bijelobrdo südöstlich Visegrad in Bosnien 
bekannt geworden. 

Von Plevlje gegen Prijepolje stehen zuerst bis Trlee Han Trias- 
kalke an, darauf auf der Wegabkürzung in 1000 m Höhe schwarze 
und rote Hornsteinschiefer. Wo wieder die Chaussee betreten wird, 
ist neuerdings Kalk, am Anstiege auf die Mihajlovie Planina neuerdings 
Schiefer und Hornstein anzutreffen. Letzterer laßt sich bis zum Ab- 
stiege nach Jabuka verfolgen. Gegen Süden scheint dieser Schiefer- 
komplex, der zum Teil auch Konglomerate enthält, bis Vijenac zu 
reichen, nach Norden dürfte er mit dem in der Fortsetzung seines 
Streichens gelegenen Schiefervorkommen bei Gotovusa zusammen- 
hängen. Bei Jabuka treten neuerdings Kalke, darauf diabasartige, 
grüne bis violette Eruptivgesteine zutage. Weiterhin läßt sich bis 
Sudrup Triaskalk nachweisen und von da bis Prijepolje sind schwarze, 
mit Quarzadern durchsetzte, stark gefältelte Phyllite erschlossen. Bei 


128 Dr. Franz Baron Nopesa. [44] 


Prijpolje sind unten im Lim-Tale diabasartige Gesteine vorhanden, die 
Höhen werden von Kalkbildungen gekrönt. 

Am Wege zwischen Priboj und Prijpolje sind bei Priboj Gabbros 
und dunkle Serpentine, ferner rote Jaspisschiefer vorhanden. Bei 
Banja stehen paläozoische Schiefer an. In der Nähe der Bistrica- 
Mündung sind wieder Jaspisschiefer, am Sokolac Hornblendgesteine 
vorhanden. Bei Prijpolje selbst werden von Boue& und Bittner 
Jaspisschiefer erwähnt. 

Zwischen Plevlje und Nefatara an der montenegrinischen Grenze 
kommen bei Vrnagora Gabbro und rotgraue Sandsteine, bei Glibali 
und Glibalkopolje Jaspisschiefer und graue Steinmergel (Kreide?) 
vor. Von Berkovi@ sind rote und grüne Schiefer bekannt geworden. 
Zwischen Prijepolje und Sjenica wird von Götz von der nördlichen 
Seite des MiloSeva-Tales graubrauner, zum Teil geschieferter Kalk, 
von Bou& Kreidekalk erwähnt. Weiter im Südosten findet Bou& 
NNW-—SSO-streichende Jaspisschiefer mit Serpentin und flyschartigen 
Gesteinen, zwischen Berane und Plevlje hat der Lim nach Oest- 
reich das „Grundgebirge“ erschlossen und etwas nördlich Berane 
ist das Flußbett noch in dem Kalke (Trias?) gelegen. Bei Berane 
sind jungtertiäre Flußablagerungen vorhanden. Nach Boue& soll sich 
bei Sjenica ein Süßwasserdepot mit charahaltigen, kieseligen Kalk- 
lagen vorfinden. Zwischen Sjenica und Novibazar verquert man nach 
Götz zuerst Konglomeratsandstein (Verrucano?) bis zum Bache 
Stablje (Stavalj). Im Prekostavlia-Bache (Stablje-Tale?) ist Boue 
zufolge Rudistenkreide vorhanden. Kreidekalk ist auch bei Dugo- 
poljana und weiter im Süden bei Glogovik (westlich Novibazar) ver- 
treten und an beiden Orten sind auch durch Boue Süßwasser- 
ablagerungen in zirka 700 m Meereshöhe bekannt geworden. Bei 
Dugopoljana konnte Boue trachytische Eruptivgesteine konstatieren. 
Im Ljudiska-Tale scheint Flysch vorzukommen, der angeblich die 
Gosaubildungen überlagert. — Zwischen Novibazar und Raska sind 
Serpentine, Tonschiefer und Kalke in bunter Wechsellagerung vor- 
handen, die der Schieferhornsteinformation zu entsprechen scheinen, 
und zwischen Rozaj und Sjenica wird ein Karstplateau erwähnt, in 
(respektive wohl unter) dem nach Bou& nördlich von Roza) und bei 
Uglo (Urglo) rote Werfener (?) Schiefer erscheinen sollen. Da auf 
beiliegender Kartenskizze Werfener Schiefer und Paläozoikum nicht 
getrennt wurden, sind diese Vorkommen ebenfalls als Paläozoikum 
ausgeschieden worden. Wiederholt ist die Strecke Novibazar—Mitro- 
vica beschrieben worden. Götz erwähnt, daß südlich von Novibazar 
Kalk, von Kran Han bis Mitrovica jedoch Serpentin auftritt. Nach 
Oestreich wäre bei Brgjani Han, südöstlich Novibazar und Josevik 
Han, nordwestlich Mitrovica, flyschartiger, rötlicher Schiefer, inzwischen 
aber Serpentin zu erkennen. Zwischen Banjska und Mitrovica ist nach 
Cvijic Serpentin und Chromeisen enthaltender Flysch vorhanden. 
Endlich trifft man von Novibazar nach Ribarid nach Viquesnel bei 
JoSanic Kreidekalk, dann Phyllit, weiterhin flyschartigen, auf der 
Wasserscheide von Kalkkappen überlagerten Schiefer. Dieser läßt 
sich bis in das Ibar-Tal konstatieren. Er wurde von Boue mit dem 
Werfener(?) Schiefer von RoZaj identifiziert und zwischen Ribarie und 


[45] Zur, Geologie von Nordalbanien. 129 


Mitrovica fand Oestreich bei Vinarce grellrote Schiefer, die er 
ebenfalls als Werfener Schiefer ansprach. Der trachytische Zvedan 
bei Mitrovica bildet nach C vijic, Zujovic und anderen den Anfang 
jenes Zuges von eruptiven Gesteinen, der sich längs des Ibar nach 
RaSka und nach Serbien hineinzieht. 


2. Nördlichstes Albanien. 


Von Ipek nach RoZaj trifft man nach Oestreich und Bou& bei 
Novoselo schwarze Schiefer, dann rote bis grüne oder graue Werfener 
Schiefer, darüber megalodonhaltigen Dachsteinkalk, weiter oben flysch- 
artige Schiefer, die unter die Zljeb-Kalke zu fallen scheinen; aus 
letzteren sind durch Bou& Hippuriten bekannt geworden. Am Abstiege 
nach RoZaj werden wieder Kalke (Trias) verquert; RoZaj selbst liegt, 
wie schon erwähnt wurde, auf Werfener Schiefer. Ein Parallelprofil 
von Ribari& nach Urkolez zeigt nach Viquesnel vorwiegend Ton- 
schiefer und bunte quarzhaltige Konglomerate und Schiefer, die beim 
Cecevo der älteren Karten von dichtem weißen Kalke überlagert 
werden. Bei IStok kann man Triaskalke konstatieren. 


Bei einer Besteigung des Peklen von Dean aus trifft man auf 
dieselben Triaskalke wie bei IStok, darüber findet man die Glieder 
der Schieferhornsteinformation entwickelt, die Spitze des Peklen wird 
aus kompaktem weißen Kalk gebildet (offenbar entspricht dieser dem 
Rudistenkalke des Zljeb). Photographien von Steinmetz läßt sich 
entnehmen, daß Cafa Kolcit und Cafa Merturit aus Kalken bestehen 
und daß gleiche Gesteine die Drin-Schlucht bei Dusmani und Fjerza 
bilden. 


Am Übergange von RoZaj nach Gusinje und von da nach Skutari 
wären nach Viquesnel zuerst rote und gelbe, kieselige Sandsteine 
vorhanden, die westlich Dobrobuk (Buk der Generalkarte?) in Quarzit 
übergehen, die Sattelhöhe vor RoZaj wird von grauschwarzem Kalk 
gebildet (vielleicht entspricht dies den paläozoischen Kalken Ost- 
montenegros), weiterhin ist nach demselben Autor Nordwest bis Süd- 
ost streichender Kalk und Puddingstein sichtbar. Bei Plava und östlich 
hiervon soll talkiger Gneis anstehen (paläozoisch oder gar 
kristallin,, der südlich von Gusinje in Kalk übergeht. Die Höhe 
des Gepvirges zwischen dem Plava-See und dem Drin wird von Rudisten- 
kalk gebildet, den dann noch weiße Dolomite überlagern. Von diesem 
Sattel lassen sich die Rudistenkalke westwärts bis Skreli und noch 
weiter gegen die Drinebene verfolgen. 


3. Gebiet zwischen der Metohija und dem Kossovopolje. 


Die wenigen beschriebenen Wege, die dieses Gebiet verqueren, 
wurden bereits im ersten Teile dieser Arbeit erörtert, hier wäre 
daher nur die mir gegenüber gemachte mündliche Mitteilung von 
Professor Cvijid zu notieren, daß am Wege zwischen Mitrovica und 
. Dresnik „Flysch“gesteine erscheinen. 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (Baron Nopesa.) 17 


130 Dr. Franz Baron Nopecsa. [46] 


4. Grünsteinland zwischen Djakovo und Alessio. 


Auf dem Wege von Vau Spasit nach Djakovo treten im Gruna-Tale 
bis zur Sattelhöhe Diorite und Serpentine zutage, die Wasserscheide 
wird durch ein Plateau gebildet, das obere Hasi-Tal wird zu beiden 
Seiten von Kreidekalken (Boue nennt die Bastrikkalke noch „Dach- 
steinkalk“) umgeben, der Weg selbst führt aber fast bis nach Djakovo 
über Diorit, Serpentin und rote Jaspisschiefer, welche, wie Boue 
sich ausdrückt, auf diese Weise eine bedeutende Terrainbreite vom 
Drin bis Djakovo zwischen den „Dachsteinkalkbergen“ (rekte Rudisten- 
kalkbergen) „einnehmen“. 

Der Drin scheint seinen Lauf meistens an der Grenze zwischen 
Kalk- und Schieferbergen zu haben, nur zwischen Dusmani und Fjerza 
scheint er nach Hahns Beobachtung und Steinmetz seiner Photo- 
sraphie ausschließlich in Kreidekalk zu fließen. Am Wege von Vaudenjs 
nach Orosi sind bis knapp vor OroSi vorwiegend Serpentine zu er- 
kennen. Kalk (offenbar Kreide) läßt sich erst knapp vor OroSi kon- 
statieren und scheint sich in das Gebiet von Lurja zu erstrecken, 
wenigstens ist nach Boue& das untere Lurja-Tal in „Dachsteinkalk“ 
gelegen, ebenso ist die Enge Ura Djalit durch Flözkalk geschnitten 
und nach Hahns Beobachtung läßt sich am linken Ufer des Schwarzen 
Drin vorwiegend Flözkalk, am rechten hingegen Schiefergesteine 
erkennen. Durch Grisebachs Notiz, daß im „Sar“ bei Dibra 
Bleiglanz vorkommt, wird dieses bestätigt, da es hauptsächlich die 
paläozoischen Schiefer sind, welche in Bosnien die mannigfachsten 
Erze liefern. Die isolierten Berge Mnela östlich OroSi sowie die 
Mali Senjt werden nach Photographien ebenfalls aus geschiefertem 
Kalke (Kreidekalk) gebildet (Steinmetz). So ist ungefähr durch 
den Schwarzen Drin die östliche Grenze des Grünsteinlandes gegeben. 
Nach Süden und Südwesten scheint es sich ins Mati-Tal nach Sapusare, 
ferner bis nach Elbassan und noch weiter gegen Süden zu erstrecken. 
In der geographischen Breite von Elbassan scheint sich die serpentin- 
führende Schieferhornsteinformation, nach einer Notiz von Ovijic 
zu schließen, bis an das Westufer des Ohrida-Sees zu erstrecken. 
Die Adria hingegen scheint das Grünsteinland nirgends zu erreichen, 
da. sich überall die aus Eocänflysch, Nummulitenkalk und Kreidekalk (?) 
bestehenden Küstenketten zwischen die Schieferhornsteinformation 
und die Meeresküste schieben. 

Nummuliten und Kreidekalke sind durch Boue& von Berat und 
dem Bergzuge Ora, ferner von Gabar Balkan bei Elbassan und von 
Lus Han bekannt geworden, bei Alessio und Valona sind nach dem- 
selben Autor Mte. Bolca-Fische anzutreffen und zwischen Skutari und 
Durazzo wurde auf Nummulitenkalk aufgelagerter Leithakalk gefunden. 
Inkey hebt hervor, daß Alessio auf weißem Kalke gebaut ist, während 
die Höhen von Durazzo ausschließlich aus Tertiär bestehen. 1865 
erwähnt Boue& ausdrücklich, daß Flysch nur im nördlichen küsten- 
nahen Teile (Albanie maritime septentrionale) vorkommt. „Ce n’est 
que sur la cöte maritime de l’Albanie“, sagt er an einer Stelle, 
„qu on retrouve la craie inferieur de l’Europe“; und ein anderesmal 
wieder: „Uberhaupt wird die ganze niedere Seekette von Durazzo 


u 


BEER EEE 


[47] Zur Geologie von Nordalbanien. 131 


bis Alessio größtenteils zum Eocän gehören.“ Die große inner- 
albanesische Flysch- und Kreideformation hat daher 
auf diese Weise von den Karten zu verschwinden. 

Mehrere, leider zum Teil jedoch ungenaue Angaben über das 
Innere von Albanien wurden im Jahre 1844 von Dr. J. Müller ge- 
geben. Da diese Schrift ziemlich schwer zugänglich ist, halte ich es 
‚für angezeigt, daraus kritiklos einige Angaben zu reproduzieren. Der 
Ziljeb? besteht nach Müller aus Granit und ebenso wird Granit zwei 
Stunden südlich von Djakovo unweit der FSajt-Brücke gebrochen (zirka 
die Stelle, wo Oestreich Rudistenkalk vorfand). In Nordmiridita 
soll das Cafa-Gebirge (wohl Cafa Malit) aus Dioritschiefer und Serpentin 
bestehen, das südliche Uafa-Gebirge wird angeblich aus rotem Sand- 
stein und Gipsmergel gebildet. Die Stadt Oberdibra ist auf einem 
Kalkfelsen gelegen. Der Kern des Miriditen- und Dibra-Gebirges wird 
jedoch aus Glimmerschiefer und Chloritschiefer aufgebaut. Interessant 
ist, daß Müller auf seiner Karte die erst von Steinmetz wieder 
hervorgehobene Mnela als den kulminierenden Punkt des Lurja- 
Gebietes zeichnet. 


5. Das zwischen Drin und Tetovo gelegene Gebiet. 


Der von Prizren gegen Südwest verlaufende Weiße Drin und der 
Schwarze Drin bis an die Einmündung der Cajlana einerseits, die 
Tetovo-Niederung anderseits begrenzen ein Gebiet, das sogar geo- 
graphisch nur in seinem nördlichen Teile bekannt, hier einen äußerst 
unregelmäßigen Bau aufweist und, wie schon im er sten Teile erwähnt 
wurde, aus zwei, manchmal durch Querriegel verbundenen Höhenzüg en 
besteht. Als nordwestlicher Zug lassen sich Gjalica, Koritnik, Cviljen 
und der Hodza Balkan bis zum Dumlak zusammenfassen, der südliche 
Zug wird vom eigentlichen Sargebirge gebildet. Das wenige, was über 
die Bergriesen dieses Komplexes bekannt ist, wurde bereits gesagt 
und so wäre hier denn nur noch zu erwähnen, daß nach Boue& auch 
Gjalica und Koritnik aus „Dachsteinkalk“ (Kreide?) bestehen. In 
welchem Verhältnisse aber die Cviljenkalke zu den Bastrikkalken 
stehen, ob sie diese unterteufen oder, was mir wahrscheinlicher er- 
scheint, längs eines Bruchrandes berühren, das konnte bis jetzt noch 
absolut nicht entschieden werden. 


6. Weitere Angaben. 


Außer den erwähnten Angaben konnte ich folgende, zum Teil 
von Laien stammende, nicht publizierte Daten erhalten: 


1. Nördlich von Tirana befindet sich ein ausgedehntes ver- 
karstetes Gebiet. 

2. Bei Nerfu$a soll Steinkohle (wohl jungtertiärer Lignit) zu- 
tage treten. 

3. Östlich der Mali Kalmetit, an deren Nord- und Südende mir 
Angaben über das Vorkommen von Massenkalk gemacht wurden, ist 
‚ein „rötliches Schichtgestein“ zu erkennen und bei Delbinist, südlich 
Alessio, soll sich dieses Gestein an eine schmale Flyschzone und 

17* 


132 Dr. Franz Baron Nopcsa. [48] 


dieser wieder an Kalk schmiegen. Dieselbe Anordnung soll auch nächst 
der „rötlichen Felswand“ von Kroja vorkommen. Ich vermute, 
daß wir es hier, da das „rötliche Schichtgestein“ felsbildend 
auftritt, mit Jaspisschiefer, Eocänflysch und Kreidekalk zu tun haben. 
Es würde sich auf diese Weise das von Vandenjs bekannte Profil 
einfach bis nach Kroja verfolgen lassen und die Westgrenze des Grün- 
steinlandes, respektive die Ostgrenze der Küstenketten bezeichnen. 

4. Im Gebiete Ochrida de Mati (kirchliche Bezeichnung für das 
Hochlandgebiet des Erzbistums Durazzo) Ton, brüchiger Schiefer, 
Steinkohle, verschiedene FErze, speziell Steinkohle bei „Mali Dalti“ 
und „Here“. 


5. Die ganze zwischen dem Drin und der montenegrinischen 
Grenze gelegene Gegend besteht aus hellem, oft sehr deutlich ge- 
schichtetem Kalke, so: 


a) das Tal Boga bei Skreli* 

b) Cafa Sahatie 

n Nikaj-Tal bei Ljum i zi und am Sala-Fluß * 

d) Smutirog 

e) der Kom 
f) der obere Teil des auf der Spezialkarte von Montenegro 

eingezeichneten Tales Limbarja 

g9) die Mojan-Alpe 

h) die zwischen Gruda und Suka Gruds gelegene’ Gegend * 

i) die Gegend bei der Pfarre Trabojna 

k) Cem Selle 

l) die Schiucht des Cem* 
m) die Selöe-Gegend 
n) die Grenze zwischen Cafa Stogut und Boga Skreli 

o) der Aufstieg auf die Cafa Sosit 
p) der obere Teil von Kastrati 

g) die Mokra bei Merturit 

r) das Drintal bei Guri Merturit 

s) die Umgebung des von Bou& erwähnten Alpensees Liceni 

GStars*. 


6. In dem zwischen Ohrida Elbassan und dem südlichen Drin- 
Ufer gelegenen Gebiete herrschen gerundete Hügelformen vor. Kalk- 
berge sind selten. Als Orte, wo Kalk vorkommt, sind zu bezeichnen: 

a) der Berg bei Kroja* 

b) eine kleine Stelle westlich der Mündung des Rubigo-Baches 

in die Fani (bei Bulgari) 

c) das Hochplateau Mali Senjt bei OroSi 

d) talaufwärts des Ortes OroSi werden die überragenden Höhen 

aus Kalk gebildet, talabwärts trifft man auf weicheren Schiefer 

e) die bischöfliche Residenz in OroSi steht auf Kalk 

f) Mali Senjt und Mali Selbunit besteht ebenfalls aus Kalk 


* An den mit einem Sterne (*) bezeichneten Lokalitäten ist eine ausge- 
zeichnete Schichtung des Kalkes zu erkennen. 


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[49] Zur Geologie von Nordalbanien: 13: 


ww 


9) die bei Lurja als Guli ku@ beschriebene Gegend 

h) beim Kloster Prozromos am Devol 

i) bei Zrkjan läßt sich auf Schieferterrain mit gerundeten 
Formen eine Kalkdecke erkennen 

k) Kalk kommt ferner vor nördlich Ljabinoti siperme 

l) westlich Nösta 

m) an den Quellen der Mati, südöstlich von Istivie, woselbst er 
ein größeres Gebiet einnimmt 

n) südwestlich von Grajke 

o) bei Dibra 

p) am schwarzen Drin westlich Lukova. 


7. Den Charakter eines aus Schiefern und aus anderer, zu 
gerundeter Bergform verwitternden Materie aufgebauten, zum Teil 
bewaldeten Mittelgebirges zeigen besonders folgende Gegenden: 


a) Kalmeti 

b) die Gegend bei Bulgari 

c) die Landschaft Matja (niedere gerundete Hügel) 

d) Fani-Tal bei Reseni 

e) der Arsen-Bach (hier kommt jedoch auch Felsenbildung vor) 

f) die nordwestlich Perlataj gelegene Gegend 

g) die Mali Selita 

h) Selita siperme, die Gegend bei der Kula Matjes 

‘) Teile der südlich Guli ku@ gelegenen Gegend Lurja 

k) Vockop, nordwestlich von Korica 

!) Kamia (wo auch Konglomeratschichten vorkommen) 

m) die Gegend, wo der Tomor in den Devol mündet (weiche 
Schiefer) 

n) die Gegend bei Driza am Devol 

o) ebenso sind Schiefer in der Gegend des Devol-Knies vorhanden 

p) endlich nordöstlich von Elbassan, zwischen Ljabinoti siperme 
und Orhenja 

q) Cafa Luzjas (westlich Djakovo). 


Obzwar nur äußerst vag und geologisch wenig verwertbar, glaubte 
ich doch obige Angaben vollinhaltlich wiedergeben zu müssen und 
dies deshalb, weil die Kalkvorkommen absolut sichergestellt sind, 
die Gegend sonst total unbekannt ist und es absolut ungewiß ist, 
wann wir über diese Gebiete bessere geologische Daten bekommen. 
Wie ich diese Kalkvorkommen, die in der Regel die höchsten Berg- 
gipfel bilden, deute, ist aus der geologischen Karte zu entnehmen. 
Zu dieser allerdings problematischen Deutung fühle ich mich nämlich 
hauptsächlich durch Steinmetz’ Photographie der Mnela, meine 
Beobachtungen am Bastrik und durch Vergleiche von Photographien 
von OroSi mit der Topographie der dortigen Gegenden bewogen. 


134 ' Dr. Franz Baron Nopesa. [50] 


IN. Zusammenfassung. 
(Hierzu die geologische Übersichtskarte Tafel IV.) 


Als tiefstes Glied ließen sich, wie aus beiden vorigen Abschnitten 
hervorgeht, kristalline Schiefer der oberen Gruppe: Phyllite, quarzitische 
Schiefer und Grünschiefer konstatieren. Auf diese folgen die Prizren- 
schiefer, die weniger Metamorphose zeigen, und ein noch höheres 
Glied wird durch die Kalktone der Crnoljevaberge gebildet. Die 
Stellung der bunten Schiefer von Vesal läßt sich noch nicht ganz 
fixieren; in Anbetracht dessen aber, daß im Jezerce—Budakova-Profil 
zwischen den kristallinen Schiefern und den Prizrenschiefern rote bis 
grüne Serieitschiefer sichtbar waren, daß ferner die bunten Schiefer 
von Vesal stärkere Metamorphose zeigen als die Prizren- oder Crno- 
ljevaschiefer, glaube ich, daß sie zwischen die obersten kristallinen 
Schiefer und die Prizrenschiefer gehören. 

Auf die Gruppe alter, jedoch wenig metamorpher Schiefer, die 
sich so wie in Bosnien und Montenegro "auch bei Prizren durch das 
Vorkommen von Quarzporphyr auszeichnet, lagern bei Prizren rote 
bis weiße massige Kalke unbekannten Alters. Leider gelang es mir 
vorläufig nirgends selbst das Verhältnis der Cviljenkalke zu dem 
nächst höheren Gliede, zu den Hornsteinschiefern und den sie be- 
gleitenden Serpentinen, zu konstatieren und so sind wir denn bei 
der Altersbestimmung dieser Bildungen nur darauf angewiesen, daß ich 
bei Brut die Jaspisschiefer und Serpentine unter dem Rudistenkalke 
vorfand, und darauf, was andere Geologen aus den angrenzenden 
Gebieten berichten. 

Da die Hornsteinschiefer und die sie begleitenden Gesteine in 
unserem Gebiete eine ganz hervorragende Rolle spielen, ist es trotz 
der wenigen stratigraphischen Anhaltspunkte unerläßlich, sie eingehend 
zu erörtern. 


Stellung der Jaspis und Serpentin führenden flyschartigen Schiefer. 


Serpentin und Jaspisschiefer sind vor allem von Priboj aus der 
Gegend zwischen Mitrovica und Novibazar bekannt geworden. Aus 
dem Ibar-Tale von Mitrovica nach Rudnica wird von Boue von SSW 
nach NNO nacheinander angeführt: 


1. Kompakter Kohlenkalk (Fallen 10. weiße und gelbe Kalkbreceie 


SO x 45%) 11. gebrannter Schiefer (Streichen 
2. Tonschichte NS) 
3. Serpentinbreccie 12. Anthraeitschiefer 
4. geschichteter echter grauer 13. gelber Sandstein 
und roter Kalk (Fallen SW) 14. Serpentinbreccie 
5. Serpentin 15. Schiefer | 
6. rote und gelbe Schiefer 16. grauer und roter Kalk 
7. gehärteter Schiefer 17. amphibolitische Breccie 
8. Euphoditbreecie 13. Euphodit 
9. Schiefer 19. gebrannter Schiefer 


Zu re u Zur 


EN 


EEE WE 


[51] Zur Geologie von Nordalbanien. 135 


20. Kalkbreceie 26. gebrannte Schiefer 

21. feldspatige, respektive schal- 27. Schiefer und graue Sandsteine 
steinartige Breccie (wechsellagernd) 

22. Sandstein 28. geschichteter grauer Kalk 

25. roter gebrannter Schiefer 29. Schiefer 

24. grüne glänzende Schiefer 30. Sandstein 

25. Schalstein >l. grauer kristalliner Kalk 


Zwischen Mitrovica und Banjska tritt nach Uvijid Serpentin 
und Chromeisenerz enthaltender „Flysch“ zutage, bei PriStina 
werden Tonschiefer und Jaspisschiefer, bei Janjevo nach Hofmann 
mächtige Serpentinstöcke getroffen, bei StradZa läßt sich wieder nach 
Cviji@ der Serpentin im Schieferton und Sandstein, aber auch in 
einem dichten bläulichen Kalke konstatieren. Von dem südlich des 
Sar, zwischen Vardar und Lepenac gelegenem Mittelgebirge erwähnt 
Öestreich nach NNO bis NO fallende Schiefer und feine Kon- 
glomerate, über denen Kalke und Chromeisenerz führende Serpentine 
liegen. Nach Ovijie würden diese serpentinhaltigen Schiefer gegen 
Östen an eine Bruchlinie stoßen. So können wir in Albanien eine 
Schiefergruppe konstatieren, in der massenhaft Serpentinvorkommen 
erscheinen. Aber aus keiner der bisher zitierten Beschreibungen läßt 
sich das Liegende oder das Hangende dieser Schieferformation ent- 
nehmen. 

Der Peklenabhang bei Decan bietet das einzige Profil, wo unten 
rote und gelbe Triaskalke, darauf rötliche Schiefer und Konglomerate, 
zu oberst Rudistenkalke liegen. Leider scheinen aber hier in der 
Schieferlage Jaspise und Serpentine (wenn auch vielleicht nur lokal) 
zu fehlen. 

So sind wir denn bei der Altersbestimmung der albanesischen 
serpentinhaltigen Schiefer völlig auf die Arbeiten Philippsons, 
Tietzes und Katzers, Fuchs’ Notiz über die Insel Euböa und 
auf Renz seine Notizen gewiesen. Da sich die Serpentinschiefer- 
formation des Drin bis an den Ohrida-See verfolgen läßt und nicht 
weit südlich davon von Philippson vollkommen gleiche Bildungen 
beschrieben werden, anderseits die serpentinhaltigen Schiefer zwischen 
Katanik, Mitrovica und Novibazar mit den Serpentinen und Jaspis- 
schiefern des östlichen Bosniens zusammenzuhängen scheinen, glaube 
ich vor allem ihre Gleichaltrigkeit mit den griechischen und bosnischen 
Vorkommen annehmen zu dürfen und dies um so mehr, als ganz 
ungeheure Massen von Serpentin alle diese drei im selben Falten- 
systeme liegende Regionen charakterisieren. 

Das angeblich nachneokome Serpentinvorkommen, das Abel 
aus dem Flysch des Tullner Beckens beschreibt, glaube ich wegen 
seiner sehr weit abseits gelegenen Stellung unberücksichtigt lassen 
zu müssen). Uber den serpentinführenden Flysch Nordostbosniens 
sagt Katzer in seiner die geologischen Kenntnisse Bosniens zusammen- 
fassenden Arbeit, daß der Malm mit der Serpentinzone des älteren 
Flysches in Verbindung steht und daß das Tithon auf’ den Gesteinen 


1) O. Abel. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. LIII. Band, pag. 108. 


136 Dr. Franz Baron Nopcsa. [52] 


der älteren Flyschserie aufliegt. Im geologischen Führer durch Bosnien 
werden die serpentinhaltigen Flyschschiefer auf pag. 19, 26 und 
99—106 noch einmal besprochen. 

Auf pag. 19 des letztgenannten Werkes steht folgendes zu 
lesen: „... Hier (bei Olovo) werden die (nach einer vorläufigen Be- 
stimmung A. Bittners) anscheinend der karunischen Stufe angehörigen, 
ziemlich fossilreichen, hellen Kalke von einer mächtigen Gesteinsreihe 
unterlagert, bestehen aus Tuffiten, Tuffsandsteinen, Jaspisen u. dgl., 
welche mit diabasischen und melaphyrischen Eruptivgesteinen und 
Serpentin im Verbande stehen. Sie werden von Kalksteinen der 
Muschelkalkserie unterlagert und entsprechen somit annähernd den 
Wengener Schichten. .... Diese Entwicklung des Trias kehrt in Bos- 
nien auch an anderen Orten wieder.“ Auf pag. 26 wird die Möglichkeit 
betont, daß andere Teile der Serpentine enthaltenden Flyschschiefer 
zur Kreideformation gehören. In der Gegend südlich von Kladanj 
tritt nämlich ein fossilreicher Kreidezug von grobklastischem Habitus, 
der sich gegen Süden an Serpentine, Gabbros, Diabase und Tuffite 
anschließt, die „älter als kretazisch sind und mindestens dem Jura 
angehören. Im Gegensatze zu diesen gewiß nicht kretazischen Tuffen 
und Eruptivgesteinen „muß man jedoch die petrographisch gleichen 
Gesteine Nordbosniens doch so lange zur Kreide zählen, als für die 
mit ihnen engstens verknüpften Sedimente ein anderes Alter nicht 
erwiesen wird. Leider haben die Schichtgesteine bisher keine ent- 
scheidenden Petrefakten geliefert; aber es muß bemerkt werden, daß 
die wenigen, namentlich in den Mergeln und Sandsteinen gefundenen 
Reste, insbesondere die Fucoiden etc., wirklich auf Kreide zu deuten 
scheinen“. Ausführlich wird in der erwähnten Arbeit ferner das Vor- 
kommen von Tuffiten, Jaspisschiefern etc. bei Doboj beschrieben 
und sein voreocänes Alter festgestellt. Kittl meint in der Um- 
gebung von Sarajewo die flyschähnlichen jaspishaltigen Schiefer als 
Jurakreide fixieren, aber auch ein triasisches Jaspisniveau erkennen 
zu können. Uber die montenegrinischen Jaspisschiefer, die Tietze 
als Werfener Schiefer erwähnt und die vielleicht eine nördliche Fort- 
setzung der gleichen Bildungen des Miriditenlandes sind, ist weiter 
relativ wenig bekannt geworden und Bukowski hat erwähnt, daß 
gleiche Hornsteine in Süddalmatien das Niveau des Muschelkalkes 
charakterisieren. Vinassa de Regny scheidet auf seiner geologischen 
Karte der betreffenden Gegend eine Formation aus, die er als „paläo- 
zoische Schiefer (zum Teil Eocänflysch)“ bezeichnet. Auch 
über diese sonderliche Nomenklatur geben Bukowskis Arbeiten 
Aufschluß, da aus ihnen hervorgeht, daß der Werfener Schiefer oft 
Flyscheharakter anfweist. Betont soll hier werden, daß in 
den nummulitenführenden eocäönen Kalken und Flysch- 
gesteinen der dalmatinischen Küste Serpentine und 
Jaspisschiefer vollkommen fehlen. 

1895 unterscheidet Philippson in einer gegen Hilber 
gerichteten polemischen Arbeit in Nordgriechenland von oben 
nach unten: 

Nummulitenführenden Eocänflych, eocän-kretazische Pinduskalke, 
Glieder der Schieferhornsteinformation. 


[53] Zur Geologie von Nordalbanien. 137 


Letztere wird als aus Tonschiefer, Sandsteinen, tuffartigen Kon- 
glomeraten, bunten Hornsteinen und Gabbros aufgebaut beschrieben. 
Dieselbe Schichtfolge wird 1897 in seinem Buche über Thessalien 
und Epirus ausführlicher besprochen und es wird unter anderem für 
Epirus und Zygos folgende Gliederung gegeben: 


Epirus Zygos 
oberer oberer Oligocän 
unterer Fly sch unterer Eocä 
Plattenkalk mit Hornstein Plattenkalkreste a 
Schieferhornsteinformation Rudistenkalk b 
mesozoische Kalke unbest. Serpentin, Schiefer, Hornstein Kreide 
Hornstein — 
Liaskalk E Jura 


Im Comptes rendus des internationalen Geologenkongresses von 
1903 wird diese Klassifikation dahin zusammengefaßt, daß in Griechen- 
land auf helle Liaskalke ein aus Hornstein, Tonschiefer, bunten 
silifizierten Sedimenten und Kalk bestehender Komplex folgt, der bis 
an die untere Grenze des Eocäns reicht. 


Nun liegt aber im Peloponnes die Schieferhornsteinformation 
unter den von Philippson mit den Pinduskalken identifizierten 
ÖOlonoskalken, die Renz durch Fossilfunde als tradisch erkannte, 
wodurch sich das triadische Alter der Serpentine im Peloponnes 
feststellt. Die stärkere Störung, die die Hornsteinschiefer auf Euböa 
der Rudistenkreide gegenüber aufweisen, erinnert an dieselben Ver- 
hältnisse in Dalmatien (Bukowski 1896). 

Ich glaube daher — daß trotz der vollkommen gegenteiligen 
Annahmen Martellis für das östliche Montenegro — der Hornstein- 
formation Albaniens mittel- oder altmesozoisches Alter zukommt und 
glaube, um ihre Differenz von dem von großen Serpentin- 
Sio@ken ‘freien, Plysch+ders-Küstenketten.ı.und.»des 
Wiener Waldes klar zum Ausdrucke zu bringen, für sie 
und für die gleichen Bildungen Bosniens den Namen 
„Flysch“ aufgeben und wegen Prioritätsgründen den 
von Philippson 1895 vorgeschlagenen Namen Schiefer- 
hornsteingruppe anwenden zu müssen!). 

Wie sich hierzu die großen Serpentin und Jaspis führenden 
„Flysch“-Gebiete des Apennin, die Martelli mit dem Südosten 
Montenegros vergleicht, verhalten, darauf soll an dieser Stelle ab- 
sichtlich nicht näher eingegangen werden. 

Von nachkretazischer Ablagerung wäre der Eocänkalk bei Dresnik 
noch einmal zu erwähnen, sowie daß die noch jüngeren Ablagerungen, 
etwaige Moränen und fluviatile Schotter ausgenommen, jetzt nur in 
den Einbruchbecken liegen. 


t) Katzers Bezeichnung Tuffit- und Jaspisschichten datiert vom Jahre 1903. 
Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (Baron Nopesa.) 18 


138 Dr. Franz Baron Nopcsa. [54] 


Auf diese Weise ließen sich für das nordalbanesische Gebirge 
im großen und ganzen folgende Formationen unterscheiden: 


Kristallinische Schiefer. 
Bunte Schiefer (bei Vesal). 


Untere Tonschieferformation (Paläozoikum, Perm, Werfener 
Schiefer). 


Triaskalk. 

Schieferhornsteinformation (Serpentin-Niveau). 
Rudistenkreide. 

Eocän (Nummulitenkalk und Nummulitenflysch). 
Neogen. 


Durch die Feststellung dieser Reihe war eine Koordination der 
verschiedenen Routenbeschreibungen möglich geworden und so konnte 
denn auch der Versuch riskiert werden, eine geologische Karte des 
besprochenen Gebietes zu konstruieren. Wie wenig Anspruch 
auf Genauigkeit jedoch dieser Versuch machen kann, 
seht wohl am besten aus der Betrachtung der geringen 
Anzahl der geologisch beschriebenen Wege hervor, die 
eben deshalb auf der Karte eigens ausgeschieden wurden. 


In einem Hinweise auf die bisherigen Karten kann 
aber dieser wohl fast zu kühne Versuch vielleicht seine 
beste Begründung und Rechtfertigung finden. Zu er- 
wähnen wäre dabei höchstens noch, daß außer den zuvor beschriebenen 
Strecken vom Verfasser selbst noch die Route Metalka—Plevlje— 
Prijepolje begangen wurde, und Verfasser glaubte recht zu tun, die 
von ihm selbst zurückgelegten Wege durch stärkere Bezeichnung noch 
besonders zu markieren. Für die außerhalb Albaniens und des ehe- 
maligen SandZaks Novibazar liegenden Gebiete wurden fremde Karten 
zu Rate gezogen, und zwar wurde Makedonien nach Cvivjic Karte 
von 1903, Ostmontenegro nach Vinassa de Regny (1905), der 
übrige Teil nach der „Carte geologique internationale l’Europe (Berlin, 
D. Reimer) gezeichnet. Es schien mir diese Einzeichnung nötig, 
um damit gar manche Ausscheidungen in Albanien selbst zu moti- 
vieren. 


War es schon nur in allergröbsten Umrissen möglich, die geo- 
logische Karte sowie die Stratigraphie von Nordalbanien zu fixieren, 
so läßt sich dies in noch höherem Maße von der Tektonik sagen, 
denn tektonische Studien ohne stratigraphische Grundlage sind ja 
an und für sich ein verfehltes Unternehmen und es wäre mir daher 
überhaupt nie beigekommen, jetzt schon etwas über die Tektonik 
Nordalbaniens zu publizieren, wenn nicht bereits von Professor Cvijie 
eine „Die dinarisch-albanesische Scharung“ betitelte Arbeit vorliegen 
würde. 


Sich auf einige Angaben Boues und Viquesnels, vermutlich 


aber noch mehr auf die in der Generalkarte niedergelegte Topographie 
der Gegend stützend, hat Professor Cviji@ die Behauptung auf- 


[55] Zur Geologie von Nordalbanien, 139 


gestellt, daß sich sämtliche aus Bosnien und Südalbanien kommende 
Faltenzüge, die Küstenketten ausgenommen, im Drin-Gebiete gegen 
Südost, respektive Nordost wenden, sich um die Metochia-Gegend 
schmiegen und so scharen. Zu untersuchen, wie weit sich diese Hypo- 
these mit den bisherigen Originalangaben deckt und wie weit sich ein 
Zusammenhang zwischen unserem Gebiete und weiter im Norden oder 
Süden liegenden Gebieten nachweisen läßt, dies ist noch der Zweck 
der folgenden Zeilen. 

Nach Cvijic wäre zwischen Cattaro und Cetinje ein kulissen- 
artiges Umschwenken der Falten nach Nordost zu konstatieren. Ob 
diesem Nordost-Streichen jedoch mehr als lokale Bedeutung zukommt, 
möchte ich bezweifeln. (Vgl. die geologische Karte in Bukowskis 
Arbeit im Jahrb. der k.k. geol. R.-A. 1901.) Nordöstlich Podgorica, also 
nicht weit von derGegend, wo Vinassade Regny NW-SO- 
Streichen einzeichnet, soll nach Cvijid ebenfalls NO—SW- 
Streichen vorherrschen; ebenso wird am RoSafa-Berge NW-, respektive 
SO-Fallen angegeben und gleiches Streichen soll nach Ovijic die 
ganze nordöstlich von Skutari gelegene Gegend zeigen. Zwischen dem 
Skutari-See und der Adria ist hingegen auch nach Ovijie NW—SO- 
Streichen vorhanden. Im Gegensatze zu Vinassa de Regny, der 
überall in der Gegend des Hum und Kom NW-SO-Streichen ein- 
zeichnet und ganz besonders betont, daß nur das orographische 
Streichen SW—-NO-Richtung aufweist, findet Cviji6 an der Cijevna 
in Montenegro NW-Fallen. Hassert erwähnt zwar (auf pag. 17) für 
die paläozoischen Schiefer des östlichen Montenegros vor- 
wiegend südwestlich-nordöstliches Streichen, nach Tietzes Messungen 
würde sich jedoch daselbst vorwiegend (pag. 13, 14, 15, 17, 19 
seiner geologischen Übersicht von Montenegro) NW—SO- oder N—S- 
Streichen zeigen. 

Das Streichen bei Dresnik (NO—SW) genüst Cvijic, um eine 
ONO—WSW streichende Verbindung quer über Nordalbanien herzu- 
stellen. Daß weiter im Osten überall meridionales Streichen vorherrscht, 
ohne daß sich jedoch irgendein Bruch nachweisen ließe (Viquesnels 
Lapusnikprofil!), daß Viquesnel und Oestreich ferner überein- 
stimmend aus dem Dreiecke Deöan— Rozaj—Gusinje vorwiegend NW — 
SO-Streichen anführen, wird nicht beachtet. Messungen, die scheinbar 
für Cvijic sprechen, liegen vom Viquesnelschen Übergange Novi- 
bazar—Ipek vor, jedoch wird außerdem auch jedes andere beliebige 
Streichen angeführt und ich konnte auf dem Übergange Ferizovic—Prizren 
vorwiegend NW—-SO-, respektive WNW-—OSO-Streichen konstatieren. 
Bei Prizren konnte ich vorwiegend NW—SO bis O— W-Streichen 
finden und so läßt sich auch dieses nicht mit Cvijie Scharung in 
Einklang bringen. Nur zwischen Prizren und Puka (von wo, nebenbei 
bemerkt, Cvijic, als er seine Hypothese aufstellte, keine Angaben 
vorlagen) konnte ich in einem sehr gestörten Gebiete vorwiegend O—W- 
Streichen finden. Am Nordostende des Sar (Ljubeten-Gegend) erwähnten 
Cvijic und Petkovic aus dem Lepenac-Defilee NW — SO-Streichen 
und ebenso von StradZa. Von Ljubeten erwähnt Petkovic vorwiegend 
NO—SW-Streichen, aus der Kobilica-Gegend sind durch Viquesnel 
und mich O—W-, NW—SO-, NO—SW-Streichen bekannt geworden, 

18* 


140 Dr. Franz Baron Nopesa. [56] 


Am Bastrik ist, Skod2a ausgenommen, nirgends NO—SW-Streichen 
vorhanden; auch Boue sagt nur: „ch@ne de calcaire courant de NE 
a SO“. Cvijie und ich konnten nur O—W-, respektive NW—SO- 
Streichen konstatieren. Südlich der Kalkandele—GrupSin—-Usküb-Senke 
ist O--W-Streichen, in der Begova von Oestreich NW—SO- und 
bei Gostivar endlich NO—SW-Streichen nachgewiesen worden, das 
scheinbar bis in die geographische Breite von Monastir anhält. In der 
Rogozna fanden bisher alle Reisenden zirka NW—SO-Streichen und 
südlich unseres Gebietes zeigt die Galicica wieder NW — SO- 
Streichen. 

Die Verhältnisse zwischen Elbassan—Ohrida- und dem Prizren 
—Skutari-Weg sind bis heute unbekannt, die Küstenketten südlich 
Vaudenjs zeigen jedoch mehr oder weniger regelmäßig NNW—SSO 
tektonisches Streichen. Wie man sieht, ist das Schichtstreichen allent- 
halben sehr verschieden. Aus dem Gesagten ist, wie mir scheint, 
jedoch evident, daß bis jetzt vollgültige Beweise einer solchen tektoni- 
schen (nicht orographischen!) dinarisch-albanesischen Einschwenkung 
der Züge, wie sie Ovijic 1901 auf der dem Sitzungsberichte der 
Wiener Akademie beigefügten Karte abbildet, vollkommen fehlen, ja 
daß sogar die spärlichen, bis dato bekannten Daten zum mindesten 
ebensosehr gegen, als für die Existenz einer solchen Scharung 
angeführt werden könnten. Am besten ist dies übrigens auch aus den 
auf der beigefügten geologischen Kartenskizze eingetragenen Fall- 
winkeln zu entnehmen. 

Die Berufung auf die angebliche Verschiedenheit der petro- 
graphischen und daher auch morphologischen Entwicklung der nörd- 
lichen dinarischen und südlichen albanesischen Züge, die Cvijic 
auch als Argument für die Existenz seiner (von der nach Katzer 
in Bosnien bemerkbaren Scharung verschiedenen) dinarisch-albanesischen 
Scharung anführt, ist schon von Philippson besprochen und so 
ziemlich entkräftet worden. Ich glaube daher die Hypothese einer 
dinarisch-albanesischen Scharung im Sinne von Ovijic, trotzdem ich 
selbst bei Brut und bei Brdeti O—W-Streichen gemessen habe, 
zurückweisen zu müssen, und sehe mich genötigt, unsere sichere 
Kenntnis der Tektonik Inneralbaniens durch ein Ignoramus zu 
charakterisieren. 

Wer es aber schon nicht lassen kann, sich tektonischen Speku- 
lationen hinzugeben, der sei auf folgende von Oestreich und 
Katzer und anderen stammenden Angaben gewiesen. Oestreich 
(1902, pag. 93): „Bei dieser Gelegenheit sei des alten von Grise- 
bach stammenden Vergleiches der makedonisch-thrakischen Urgebirgs- 
masse mit dem französischen Zentralplateau gedacht, wo gleichfalls 
zwei alte Faltungsrichtungen, die armorikanische und variscische, sich 
kreuzen, und alsdann ist es leicht zu verstehen, daß auch hier auf 
so engem Raume zwei Richtungen nebeneinander bestehen können, 
die Nordwest—Südostrichtung der Sar—Begowa- Antiklinale und die 
Südwest—Nordost- oder Westsüdwest—Ostnordostrichtung des Kaimak- 
Balanzinnke - Vielleicht daß beide Richtungen auf eine größere Strecke 
ineinandergreifen.“ 

In einem mir zur Verfügung gestellten höchst wertvollen Manu- 


[57) Zur Geologie von Nordalbanien. 141 


skripte Burgersteins!) über die geologischen Verhältnisse des 
makedonischen Beckens und der albanesischen Küstengebiete (Wien 
1884) wird auf pag. 12 angeführt, daß wir in dem zwischen Vardar 
und Adria gelegenen Gebiete „zwei Hauptrichtungen des Schubes zu 
unterscheiden haben. Eine bringt Faltung in der Richtung 
NO—SW hervor und erzeugt NW-—SO oder N—S streichende 
Brüche, eine zweite (vielleicht jüngere) Schubrichtung 
richtet die NW—SO oder NNW-—SSO streichenden 
Schichten auf und bewirkt NO—SW oder ONO—WSW streichende 
Brüche“. (Gesperrter Druck von mir.) 

Katzer (1904) sagt, vom Bosna-Ufer bei Doboj redend, pag. 105 
folgendes: „Das Streichen der Schichten, welches am rechten Bosna- 
Ufer nordwestlich bis westlich ist (Fallen in NO—N), wendet sich 
hier nach Südwest und das Einfallen, welches unter Susujari nach 
SO gerichtet war, wird beim Straßenkilometer 179.5 kopfständig und 
von da ab gegen Bukovica nordwestlich, um oben am Suhevoda-Plateau 
jedoch abermals nach NW umzuschlagen. Es ist diesein Beispiel 
. JeneringanzBosnien wiederkehrenden Durchkreuzung 
der nordwestlich streichenden dinarischen mit der 
nach Nordosten streichenden thrakischen oder alba- 
nesischen Faltung, welche letztere jedoch bei Doboj 
nur untergeordnet zur Geltung kommt.“ (Letzter Satz 
von mir gesperrt.) Ausführlicheres hierüber auf pag. 62 des von 
Katzer verfaßten geologischen Führers durch Bosnien und die 
Herzegowina (Sarajewo 1903), woselbst hervorgehoben wird, daß die 
albanesische Faltung die ältere seiund zumalim Westen 
(in der Herzegowina) von der jüngeren dinarischen 
Faltung verwischt werde Auch Kittl vermag in der Umgebung 
von Sarajewo NW— SO und SW-— NO Störungslinien unterscheiden 
(Kittl loc. eit. pag. 650). Vielleicht ist es nicht unzweckmäßig, hier 
auf das rein dinarische Streichen der im Westen gelegenen nord- 
albanesischen Küstenketten und das bald dinarische, bald aber alba- 
nesische Streichen des östlich gelegenen Sargebirges zu verweisen. 
Dadurch, daß in Katzersidinarisch-albanesischer 
Scharung ein älteres, im Osten gelegenes Faltensystem 
von einem jüngeren westlichen gekreuzt wird, ist diese 
Scharung von Cvijic seiner dinarisch-albanesischen 
Scharung der Metochia-Gegend, die bloß ein Ostwärts- 
schwenken gleichwertiger Falten darstellt, streng zu 
unterscheiden. 

Auf die Katzersche dinarisch-albanesische Scharung ist wohl 
auch jene Angabe Deprats zurückzuführen, daB in Nordeuböa 
pyrenäisches (sic!) NW-—-SO-, in Südeuböa hingegen hercynisches 
(sie!) NO—SW- Streichen vorherrscht, wie dies aus seiner im Bull. 
Soc. geol. France 1903 publizierten geologischen Karte von Euboea 
hervorgeht. Noch klarer hat sich dies bezüglich Neumayr geäußert, 
der hervorhebt, daß sich Westgriechenland aus N—S streichenden 


1) Für Überlassung dieser Arbeit fühle ich mich Burgerstein gegenüber 
zu aufrichtigstem Danke verpflichtet. 


142 Dr. Franz Baron Nopcsa. [58] 


Falten aufbaut, während wir in Ostgriechenland ein älteres NO—SW, 
respektive O—W streichendes Faltengebirge vor uns haben, das durch 
NNW--SSO, respektive NW—-SO streichende Brüche zerstückelt und 
durch einen von Westen kommenden Druck zum Teil sogar umge- 
faltet wurde. 

Was den aus dem Kartenentwurfe sichtbaren Zusammenhang 
unseres Gebietes mit anderen geologisch besser bekannten Teilen 
betrifft, so wäre folgendes zu erwähnen: Im äußersten Westen ist ein 
Kreidekalk und Nummulitenflyschzug zu erkennen, den wir von Cattaro 
nach Antivari, von dort über Vaudenjs bis Elbassan und mit Sicher- 
heit erst wieder in Epirus und Nordgriechenland wiedererkennen 
können. Aus dem über die Schieferhornsteinformation Gesagten geht 
klar hervor, weshalb ich nicht in der Lage bin, Cvijic’ „albanesische 
Flyschzone* zu akzeptieren. 

Am äußersten Ostrande des besprochenen Gebietes haben wir 
längs der Linie Novavaros—Mitrovica— Usküb einen Zug der Hornstein- 
schieferformation entwickelt, der bei Priboj beginnt, bei Mitrovica 
eine große Entwicklung erreicht, scheinbar auch bei Janjevo vorkommt . 
und seine Fortsetzung bei Neredinje und im Raume zwischen Lepenae 
und Vardar findet. 

Das Paläozoikum von Prijepolje, ferner das des Lim-Tales, dann 
der große paläozoische Aufschluß von Andrijevica, die NW—SO 
streichende Crnoljeva-Synklinale, das Paläozoikum zwischen Prizren— 
Bla& und dem rechten Ufer des Schwarzen Drin, ferner das Vorkommen 
an der Golesnica Planina sowie südlich der Oerna bilden eine weitere 
fast kontinuierliche Zone, die sich im Süden infolge der eingeschalteten 
kristallinen Schiefern des Sar, der Suha gora und den kristallinen 
Schiefern bei KruSevo in zwei Äste gabelt. In dieser kristallinen 
Mittelzone lassen sich (vorläufig allerdings nur bei Prilip, Krusevo und 
am Sar) granitische Intrusionen erkennen. Es scheint dieser Zug 
kristalliner Schiefer die Zentralzone der dinarischen Falten zu reprä- 
sentieren. Als Fortsetzung der Triaskalke von Plevlje und der PeStera 
sind wahrscheinlich die Kalke bei Ipek—Decan, jene des Cviljen 
sowie jene der Karadiica Planina zu deuten; östlich des Ohrida-Sees 
sowie an den Bergen von Ljuma werden die paläozoischen Schiefer 
und die Hornsteinschiefer von Kreidekalken überlagert, die ihre Fort- 
setzung wohl im Rudistenkalke der Prokletija, des westlichen Monte- 
negros und der Herzegowina finden. Zwischen den Kreidekalken von 
Ohrida und Ljuma einerseits und dem Eocän der kretazischen Küsten- 
ketten anderseits ist das große zur Schieferhornsteinformation gehörige 
Grünsteinland Grisebachs gelegen, welches sowie die Ohrida- 
Rudistenkalke im Pinduskalke selbst wohl seine Fortsetzung in den 
südalbanesisch - epirotisch - griechischen Serpentinmassen findet. Als 
Fortsetzung der ostalbanesisch -rascischen Schieferhornsteinformation 
kann vielleicht die ostbosnische serpentinhaltige „Flyschzone“ gedeutet 
werden. 

Wenn Philippson die Behauptung aufstellt, daß die Flysch- 
zone von Epirus unter der Adria versinke, so glaube ich mich dem, 
wegen der geringen Breite der Flyschzone bei Vaudenjs, ohne weiteres 
anschließen zu müssen. Den von Cvijic betonten Zusammenhang 


[59] Zur Geologie von Nordalbanien. 143 


des Skutari- und Metochia-poljes mit der Einbuchtung der Adria sehe 
ich mich, wie aus Gesagtem hervorgeht, jedoch genötigt, in Abrede 
zu stellen. 


Wieso überhaupt das angebliche ostwärts gerichtete Einschwenken 
der Züge östlich des Skutari-Sees den Umriß der Küste beeinflussen 
soll, wo die einschwenkenden Züge doch nach Cvijie6 selbst von 
der zu beeinflussenden Küste durch einen Riegel NW— 
SO streichender Falten getrennt werden, das wäre mir 
übrigens sogar dann, wenn die nicht vorhandene dinarisch-albanesische 
Scharung tatsächlich existieren würde, vollkommen ein Rätsel. Ob 
aber nicht an dieser Stelle eine durch tektonische Verhältnisse be- 
dingte transversale Depressionslinie existiert, ist eine andere Frage. 


Wenn man, statt eine Scharung anzunehmen, bei Durazzo das 
Ausstreichen der Flyschzüge gegen die Adria vor Augen hält, 
dann findet der stumpfe Winkel der Adria bei Alessio durch einen 
NNO streichenden Bruch ungezwungen seine Erklärung und die 
Kreideberge des Prokletija erscheinen dann, so wie die gleich hohen 
Berge von Ljuma etc., bloß als der Abfall einer Kalkdecke gegen 
das tiefer gelegene Schieferhornsteingebiet von KrajSnik, Dukadjin 
und Merdita. 

Ob nicht etwa durch diesen Abfall, respektive diese Depressions- 
linie auch das alte Drin-Bett von Djakova—Vau Spasit zu erklären 
wäre, darüber sind noch viel eingehendere geologisch-morphologische 
Studien nötig, aber ein Blick auf die beiliegende Karte verlockt aller- 
dings zu dieser Hypothese. 


Dies ist seit 60 Jahren der erste vage Versuch, eine Übersicht 
über die Geologie der westlich der Ibar-, Lepenac-, Vardar-Niederung 
gelegenen Teile des osmanischen Reiches zu geben und als solcher, 
zumal da Verfasser vorläufig nur geringe Teile des besprochenen 
Gebietes aus eigener Anschauung kennen zu lernen vermochte, 
wahrscheinlich mit vielen und groben Irrtümern behaftet. Vielleicht 
ist aber dieser Versuch auch so besser als gar nichts und vielleicht 
wird er späteren Forschern die Basis abgeben, um eine bessere 
und genauere Geologie des herrlichen und hochinteressanten Albanien 
zu entwerfen. 


Möge bald der Tag heranbrechen, wo sich das allgemeine 
Interesse noch mehr als bisher den mir persönlich so sympathischen 
Nachkommen der alten Illyrier und ihrem geologisch so interessanten 
Lande zuwendet und der unverdiente üble Ruf, der dieser Gegend 
anhaftet, durch genauere Bekanntschaft mit Land und Leuten end- 
gültig verschwindet. 


144 Dr. Franz Baron Nopesa. [60] 


IV. Literatur. 
1. Albanien. 


Barberich. Saggio per una sistemazione orotettonica della regione Albanese. 
Bollet. soc. geogr. Italiana 1904, 


Bittner. Einsendungen aus dem südöstlichen Bosnien. Verhandl. d. k. k. geol. 
R.-A. Wien 1890. 


Boue. (Reiseberichte über seine zweite Reise; Brief.) Bull. Soc. g&ol. France 1837/38. 

— (Mitteilung aus der westlichen Türkei.) N. Jahrbuch f. Mineralogie. 1839. 

— Sur un depot d’eau douce dans la Bosnie (Novibazar). Bull. Soc. g&ol. France 1840. 

— La Turquie d’Europe. Paris 1840. (Eine Übersetzung hiervon erschien 1889 in 
Wien.) 

— Mitteilung über Nummulitenablagerungen. Bericht der Freunde d. Naturwiss. 
Wien 1847, Vol. II. 

— Das Erdbeben in Oberalbanien im Oktober 1851. Sitzungsber. d. kais. Akad, 
d. Wiss. Wien 1851. 

— Straße von Prizren nach Skutari. Sitzungsber. d. kais. Akad. d. Wiss. Wien 1859. 

— Über Hahns Funde von Leithakalk zu Skutari und Durazzo. Bull. Soc. g£eol. 
France 1863. 

— Der albanesische Drin und die Geologie Albaniens. Sitzungsber. d. kais. Akad. 
d. Wiss. Wien. Vol. 49, 1864. 

— Expose des raisons pourquoi j’ai modifie mes classements geologique en Turquie. 
Bull. Soc. geol. Frauce 1865. 

— .„...und Jdie sogenannte Zentralkette in der europäischen Türkei. Sitzungsber. 
d. kais. Akad. d. Wiss. Wien 1866. 

— Mineralogisch-geognostisches Detail über einige meiner Reiserouten in der europä- 
ischen Türkei. Sitzungsber. d. kais. Akad. d. Wiss. Wien 1870. 


Burgerstein. Beitrag zur Kenntnis des Jungtertiärs von Üsküb. Jahrb. d. k.k. 
geol. R.-A. Wien 1877. 

Coquand. Gisements petroliferes dans l’Albanie. Bull. Soc. geol. France 1868. 

Cvijie. Eine Besteigung des Sar Dagh. Bericht über das XVI. Vereinsjahr des 
Vereines d. Geograph. d. Univers. Wien 1891. 

— Briefe über seine Reisen in Makedonien im Jahre 1898. Mitteil. d. geogr. Gesellsch. 
Wien 1898. 

— Tektonische Vorgänge in der Rhodopemasse. Sitzungsber. d. kais. Akad. d. 
Wiss. Wien 1901. 

— Die dinarische albanesische Scharung. Sitzungsber. d. kais. Akad. d. Wiss. 
Wien 1901. 

— Geologische Karte von Makedonien und Altserbien. Belgrad 1903. 

Dreger. Versteinerungen der Kreide und des Tertiärs von Korta. Jahrb. d, k.k. 
geol. R.-A. 1892. 

Fuchs. Uber die Natur des Flysches. Sitzungsber. d. kais. Akad. d. Wiss. Wien 
1876. 


Götz. Novibazar—Amselfeld und Sar Dagh. Allgemeine Zeitung. München 1893. 

Grisebach. Reise durch Rumelien und nach Brussa in dem Jahre 1839. 
Göttingen 1841. 

Hahn. Reise durch das Gebiet von Drin und Vardar. Denkschr. d. kais. Akad. 
d. Wiss. Wien 1867. 


Hassert. Wanderungen in Nordalbanien. Mitteil. d. geogr. Gesellsch. Wien 1898. 

— Streifzüge in Oberalbanien. Verhandl. d. Gesellsch. f. Erdkunde. Berlin 1897. 

Hecquard. La Haute Albanie. Paris 1858? 

Hofmann. Die Ruine Novo Brdo. Mitteil. d. geogr. Gesellsch. Wien 1393, 

Inkey. Földtani uti jegyzetek a Balkanfelszigetröl. Földtani Közlöny. Budapest 
1886. 

Müller. Albanien und Rumelien. Prag 1844. 


Naumann. Makedonien und seine Bahnlinie Saloniki— Monastir. München 1894. 


a 1 en > dt Da 


CD Pe ee a 


[61] Zur Geologie von Nordalbanien. 145 


Oestreich. Reiseeindrücke im Vilajet Kossovo. Verhandl. d. geogr. Gesellsch. 
Wien 1899. 

— Reisen im Vilajet Kossovo. Verhandl. d. Gesellsch. f. Erdkunde. Berlin 1899. 

— Vorläufige Mitteilungen über eine zweite Reise in der europäischen Türkei. 
Mitteil. d. geogr. Gesellsch. Wien 1900. 
— Beiträge zur Geomorphologie von Makedonien. Abhandl. d. geogr. Gesellsch. 
Wien 1902. 2 
Petkovic M. Mikroskopische Beschreibung der Gesteine des Ljubeten am Sar 
Annal. geolog. peninsule balkan. 1903. (Text nur serbisch, daher für Nichtserben 
unverständlich |) 

Petkovic W. Geologische Verhältnisse von Ljubeten und seiner Basis. Annal. 
geol. peninsule balkan 1903. (Es gilt dasselbe wie für M. Petkovic’ Arbeit.) 

Peucker. CvijiE On the Structure of the Balkan. Geogr. Journal. London 1902. 

Phillipson. Neuere Forschungen am westlichen Balkan. Geogr. Zeitschr. Leipzig 
1903. 

Steinmetz. Eine Reise durch die Hochländergaue Oberalbaniens. Zur Kunde der 
Balkanhalbinsel. Heft I. 1903. 

Toula. Geologische Übersichtskarte der Balkanhalbinsel. Petermanns geogr. 
Mitteil. 1882. 

'— Materialien zur Geologie der Balkanhalbinsel. Jahrb. d.k.k. geol. R.-A. Wien 1883. 

— Die im Bereiche der Balkanhalbinsel geologisch untersuchten Routen. Mitteil. 
d. geogr. Gesellsch. Wien 1883. 

— Gegenwärtiger Stand der geologischen Erforschung der Balkanhalbinsel und des 
Orients. Compte-rendu IX. Congr. geol. internat. Vienne 1903. 

Viquesnel. Journale d’un voyage dans la Turquie. I. Partie. Mem. Soc. g£ol. 
France. 1842. 

— Journale d’un voyage dans la Turquie. II. Partie. Mem. Soc. g&ol. France 1844. 

— Sur la Macedonie et l’Albanie. Bull. Soc. g&eol. France 1842—1843. 

— Remarques relatives an roches cretaces de Gousinje. Bull. Soc. g&ol. France 1847. 


11. Nachbargebiete 
(bis an die Ibar—Lepenac—Vardarlinie) !). 
I. Bosnien und Serbien. 


Bittner. Die Herzegowina und das südöstlichste Bosnien. Jahrb. d. k. k. geol: 
R.-A. Wien 1880. 

Götz. Das Kapaonikgebirge in Serbien. Petermanns geogr. Mitteil. 1891. 

Grimmer. Kohlenvorkommen von Bosnien. Wiss. Mitteil. aus Bosnien und der 
Herzegowina. Wien 1901. 

Katzer. Über den heutigen Stand der geologischen Kenntnis Bosniens und der 
Herzegovina. Compte-rendu IX. Congr. geol. internat. Vienne 1903. 

— Geologischer Führer durch Bosnien und die Herzegowina. Sarajewo 1903. 

— Lithiotiden in der Herzegowina. Zentralbl. für Min., Geol. u. Paläont. 1904. 

Kispatic. Die kristallinen Gesteine der bosnischen Serpentinzone. Wiss. Mitteil. 
aus Bosnien und der Herzegowina. 1900. 

Kittl. Geologie der Umgebung von Sarajewo. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. Wien 
1904. 

Mojsisovics. Grundlinien der Geologie von Westbosnien. Jahrb. d. k. k. geol. 
R.-A. Wien 1880. 

Radimsky. Bosniens Serpentine. Glasnik. Bosnisches Landesmuseum. Sarajewo 
1889 (serbisch). 

Tietze. Das östliche Bosnien. Jahrb. dä. k. k. geol. R.-A. Wien 1880. 

Zujovic. Geologische Übersichtskarte des Königreiches Serbien. Jahrb. d. k. k. 
geol. R.-A. Wien 1886. 

— Contribution a l’etude de la ancienne Serbie. Annal. geolog. peninsule balkan. 
1891. 


!) Es wurden nur die für vorliegende Arbeit wichtigsten Werke berück- 
sichtigt; viele im vorigen Absatze erwähnten Werke sind auch für nachfolgende 
Gebiete von Bedeutung. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (Baron Nopesa.) 19 


146 Dr. Franz Baron Nopesa. [62] 


2. Süddalmatien und Montenegro. O0 


Bukowski. Einige Beobachtungen in dem Triasgebiete von Süddalmatien. Verhandl. 
d. k.k. geol. R.-A. Wien 1895. 

— Cephalopoden im Muschelkalk von Brai@. Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. Wien 1895. 

— Über den geologischen Bau des nördlichen Teiles von Spizza. Verhandl.d, k.k. 
geol. R.-A. Wien 1896. 

—  Werfener Schichten und Muschelkalk in Süddalmatien. Verhandl. d. k.k. geol. 
R.-A. Wien 1896. 

— Zur Stratigraphie der süddalmatinischen Trias. Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 
Wien 1896. 

— Neue Ergebnisse der geologischen Durchforschung von Süddalmatien. Verhandl. 
d. k.k. geol. R.-A. Wien 1899. 
Hassert. Beiträge zur physischen Geographie Montenegros. Petermanns geogr. 
Mitteil., Ergänzungsbd. XXV, Heft 115. 
Martelli. Il Muschelkalk di Boljevici. Atti real. accad. d. Lincei. Rendic. 1903. 
— Il Fiysch di Montenegro S. Oriental. Atti real. accad. d. Lincei., Rendic. 1903. 
Renz. Zur Altersbestimmung des Karbons von Budua. Monatber. d. Deutschen 
geol. Gesellsch. 1903. 

Tietze. Geologische Übersicht von Montenegro. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 
Wien 1884. 

Vinassa de Regny. Össervazioni geologiche sul Montenegro Bollet. Soc. geolog. 
Italiana 1902. 

— Die Geologie Montenegros und des albanesischen Grenzgebietes. Compte-rendu 
IX. Congr. geol. internat. Vienne 1903. ; * 


3. Jonische Insein. 


Issel. Cenno sulla constitutione geolog. dell Isola di Zante. Boll. comm. geo]. 1893. 

Mitzopulos. Das große Erdbeben der Insel Zante. Petermanns geogr. Mitteil. 1893. 

— Eruption der Pechquellen auf Zante. Petermanns geogr. Mitteil. 1896. 

Partsch. Die Insel Leukas. Petermanns geogr. Mitteil., Ergänzungsbd. XXI, Heft 95. 

— Die Insel Korfu. Petermanns geogr. Mitteil., Ergänzungsbd. XXI, Heft 88, 

— Die Cephaleina und Ithaka. Petermanns geogr. Mitteil., Ergänzungsbd. XXT, 
Heft 98. 

— Die Insel Zante. Petermanns geogr. Mitteil. Bd. XXXVII, 1891. 

Renz. Neue Beiträge zur Geologie der Insel Korfu. Monatsber. d. Deutschen geol. 
Gesellsch. 1903. BREI 

— Neue Vorkommen von Trias in Griechenland und Lias in Albanien. Zentralblatt 
für Min., Geo]. u.. Paläont. 1904. 


4. Griechenland. 


Deprat. Note preliminaire sur la g@ologie de l’Eubee. Bull. Soc. geol. France 1903. 

Fuchs. Verbindung von Flysch und Serpentin auf Kumi. Sitzungsber. d. kais. 
Akad. d. Wiss. Wien 1876. 

Hilber. Geologische Reise in Nordgriechenland und Makedonien. I.u. II. ung 
bericht d. kais, Akad. d. Wiss. Wien 1876. 

— Reise ih Nordgriechenland und Türkisch-Epirus. Sitzungsber. d. kais. Akad. d. 
Wiss. Wien 1896. 

— Reise durch Nordgriechenland und Makedonien. Sitzungsber. d. kais. Akad. d. 
Wiss. Wien 1901. er 

Neumayer, Bittner, Teller. Überblick über die geologischen Verhältnisse 
Griechenlands. Denkschr. d. kais. Akad. d. Wiss. Wien 1878. 

Phillipson. Zur Pindusgeologie. Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. Wien 1895. 

— Thessalien und Epirus. Berlin 1897. 

— Reisen und Forschungen in Nordgriechenland. Zeitschr, d. Gesellsch. Ai Erd: 
kunde. Berlin 1897. 

— Stand der geologischen Kenninis von Griechenland Compt. rend. IX. Congr. 
g6ol. internat. Vienne 1903. 

— Der Gebirgsbau der Aegeis. Verhandl. d. internat. geogr. Kongresses. Berlin 1901. 

— Tectonique de l’ Aegeide. Annals de g&ographie. Paris 1898. 


[63] 


Zur‘ Geologie von Nordalbanien, 147 


V. Ortsregister. 


(Die Zahlen geben die Seiten der Separatabdrücke an, wo der betreffende Ort erwähnt wird, 
fettgedruckte Ziffern bezeichnen genauere Angaben. 


Adria 1. 46. 55. 58. 59. 
Albanien 1. 43. 51. 53. 54. 
Alessio 46. 47. 59. 
Andrijevica 58. 

Antivari 58. 

Arnautköj 15. 17. 

Arsen 49. 

Asti 34. 42. 

Atmad2a 25. 

Avalona (siehe Valona). 


Bacelik 34. 42. 

Banjska (bei Mitrovica) 44. 51. 
Banja (bei Kotana) 7. 

Banja (an der Mirusa) 25. 
Banja (bei Priboj) 44. 
Banjaluka 43. 

Bardovci 35. 


Bastrik 26. 34. 39. 40. 46. 49. 55. 58. 


Begova 55. 56. 

Beli 7. 

Belinaec 17. 

Berane 44. 

Berat 43. 46. 

Berkovi6 44. 

Berovo 3. 

Bistric 14. 

Bistrica (bei Prizren) 8. 9. 14. 22. 27. 
Bistrica (bei Priboj) 44. 
Bitüci 26. 

Bitusa 33. 

. Bijelobrdo 43. 

Blat 25. 27. 29. 30. 31. 33. 58. 
Boga (Tal) 48. 

Boga Skreli 48. 

Bojana 40. 

Bolane 23. 24. 

Boljane 43. 

Bolobrad 31. 

Bosna 57. 

Bosnien 1. 43. 50. 53. 54. 56. 
Brdeti 34. 41. 56. 

Bregalnica 6. 

Bres 4. 

Breznja 32. 

Brodee 7. 10. 11. 

Brodosavca 27. 

Brusnik 2. 


Brut (am Drin) 34. 36. 37. 38. 39. 40. 


50. 56. 
Brut (am Plavabach) 25. 27. 31. 
Bucim 5. 
Budakova 17. 21. 23. 24. 50. 
Buk 45. 
Bukovic 17. 


Bukovica 57. 
Bulgari 48. 49. 
BuzeS$ 27. 


Cafa Dujljit 18. 21. 
„ Koleit 45. 
„ Luzjas 49. 
„ Malit 34. 41. 47. 
„ Merturit 45. 
„ Sahatid 48. 
Stogut 48. 
“» .BoSit 48. 
Cajlana 47. 
Cattaro 55. 58. 
ecevo 45. 
eöina-Ljuma 39. 
Cem (Schlucht) 48. 
Cem Selde 48. 
Öereti 34. 41. 
erna 58 
Cetinje 55. 
Cijevna 55 
Crkolez 45. 
Crnoljeva 17. 18. 19. 2 
Cviljen 8. 9. 24. 26. 2 
34. 47. 58. 


0. 22. 25: 50.58. 
7 29.) 302731983: 


Dalmatien 53. 

Darza 42. 

Dee&an 19. 46. 51. 55. 58. 

Delbinisti 47. 

Demirkapu 4. 

Devol 49. 

Dibra 46. 47. 49. 

Djakovo 26. 40. 46. 47. 49. 59. 

Djelograjca 17. 24. 

Djevie 20. 

Dobrica 15. 

Doboj 52. 57. 

Dobrobuk 45. 

Dolnica 25. 27. 28. 

Dresnik 19. 20. 24. 25. 45. 53. 55. 

Drin (Albanien) 1. 25. 26. 36. 37. 38. 
40. 45. 46. 47. 48. 49. 51. 53. 54. 58. 

Drin (bei Istib) 5. 

Driza 49. 

DrSnik (siehe Dresnik). 

Dugapoljana 44. 

Dukagjin 59. 

Dulje 17. 18. 19. 20. 23. 24. 

Dumlak 47. 

Durazzo 46. 48. 59. 

Dusan (Feste bei Prizren) 8. 

Dusmani 45. 46. 

Däuri 25. 

19* 


148 Dr. Franz Baron Nopcsa. [64] 


Elbassan 46. 48. 49. T6. 58. Hiları 40. 
Epirus 53. 58. Hota 9. 25. 32. 33. 
Euboea 51. 53. 57. Hodi2a-Balkan 9. 29. 47. 
Hum 55. 
Fandi (siehe Fani). Husein Sah 7. 17. 
Fani 48. 49. 
Ferizovic 1. 8. 10. 17. 21. 55. Ibar 1. 44. 45. 50. 59. 
Fjerza 45. 46. Iglareva 20. 25. 
Fleti 34. 41. Inova 2. 4. 
FuSa Arsit 41. Ipek 19. 24. 46. 55. 58. 
Fu$a e proneve 40. Istib 2. 4. 5. 6. 
Istivic 49, 
Gabar Balkan 46. IStok 45. 
Gabres 4. 
Galiliea 56. Jablanica 7. 9. 10. 25. 27. 29. 30. 
Gamsice 34. 42. Jabuka 43. 
Garvan 2. 3. A. Jak Mate 42. B 
Gjalica Ljums 39. 47. Janjevo 51. 58. 
Glibadi 44, Josanica 44. 
Glibackopolje 44. Josevik 44. 
Glogovik 44. Jezerce 21. 22. 23. 24. 50. 
Gole$nica Planina 58. 
Golje$ Berge 21. Kabali 27. 
Gora2da 43. Katanik 1. 51. 
Goska (Bach) 38. Kalaguzli 5. 
Gostivar 1. 55. Kalanjevo 3. 
Gotovusa (am Lepenac) 21. Kaldirim bogaz 15. 17. 40. 
GotovuSa (bei Plevlje) 43. Kaimakcalan 56. 
Grajke 49. Kalkandele 1. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 13, 
Grazdenik 25. 14715, 55. 
Greare 27. 28. Kalmeti 49. 
Grekovce 17. 24. Kamia 49. 
Grohot 26. Kapra 27. 
Gruda 48. Karadieräi 26. 
Gruma (Tal) 46. Karadiica 58. 
Grupsin es 15 Eh 8 Karaormann 6. 
Guli ku@ 49. Karaula Guri Dervent 25. 27. 32. 
Guri Merturit 48. 5 Guri zi 7. 10. 11. 
Gusinje 45. 55. “ Skanje 34. 
Karbinci 2. 6. 
Han Brgjani 44. Karolinensattel 43. 
„ Bojani 16. Karsjak 15. 
„ Boljane 43. Kastrati 48. 
„ Brut57, Käira 41. 
„ Crnoljeva 18. Kijeva (siehe Kijevo). 
„ Dulje 18. Kijevo 20. 
„ Egrisu 7. Kizilgök 40. 
„ GrupS$in 14. 15. Kladanj 52. 
„ Gvozd 43. Kobilica 11. 12. 55 
„ Jezero 43. Kotcana 2. 6. 7. 
„  JoSevik 44. Kom 48. 55. 
„ Klisurska 18. Kopanica 16. 
„ Krsan 44. Köprülü 1. 
Falbacıı 34.85: Korica 49. 
„ Lus 46. Korisa 25. 26. 27. 28. 34. 
„.. Raps 34. 41. Koritnik 3. 47. 
„dur 34.185; Korstide 24. 
„ SNakatit 38. 39. 40. 41. Kosare 17. 
suırlce,AB, Kosavca 27. 
Hasi (Tal) 46. Kosmaci 34. 
Here 48. Kossovo (Vilajet) 1. 


Hercegovina 57. 58. Kotor 43. 


[65] Zur Geologie von Nordalbanien. 149 


Krajiki 25. 
Krajsnik 59. 
Kratova 2. 7. 
Krcova 1. 
Kriva Lakavica 3. 
Kriva Rjeka 4. 7. 
Krivolak 2. 
Kroja (siehe Kruja). 
Kruja 48. 
Kru$evo 58. 
Kukova 27. 
Küküs 37. 
Kula Gradis 26. 

„ Ljums 384. 

„ Matjes 49. 

„ Stra£in 7. 
Kumanova 1. 2. 7. 
Küstendil 9. 10. 27. 29. 


La£i 34. 42. 
Lalja 14. 
LapuSnik 20. 24. 


Lepenac 14. 21. 51. 55. 58. 59. 


Lesak (siehe Leska), 
Lesana 19. 

Leska 7. 12. 13. 14. 
Lez 25. 27. 29. 31. 33 
Lideni GStars 48, 
Lim 44. 58. 
Limbarja 48. 

Lipa 2. 3. 

Lipovik 4. 

Ljabinoti siperme 49. 
Ljubeten 8. 12. 55. 
Ljubizda 9. 25. 28. 
Ljudiska (Tal) 44. 
Ljuma (Brücke) 36. 
Ljum i zi 48. 
Ljutoglava 17. 
Lubadeva 9. 27. 30. 33 
Lubnica 3. 

Luhovica 25. 
Lukova 49. 

Lurja 46. 47. 49. 


Makedovien 1. 2. 4. 54. 
Mali Dalti 48. 

„ Kalmetit 47. 

„ $Selbunit 48. 

»„ Selita 49. 

„ $Senjt 46. 48. 

Trebunit 41. 

Mati 46. 49. 
Matja 49. 
Metalka (Sattel) 43. 54. 
Metochia 26. 40. 54. 57. 58. 
Mihajlovi@ Planina 43. 
Miloseva (Tal) 44. 
Merdita 47. 
Mirusa 25. 


Mitrovica 1. 44. 45. 50. 51. 58. 


Mljadan 20. 


Mlecan (siehe Mljadan). 

Mnela 46, 47. 49. 

Mojan (Alpe) 48, 

Mojanci 6. 

Mokra Merturit 48. 

Monastir 56. 

Montenegro 1. 43. 48. 50. 53. 54. 55. 58. 


Nefertara 44. 
Nerfusa 47. 
NeraStin 13. 
Neredinje 17. 21. 24. 58. 
Nerodinje (siehe Neredinje). 
Nerodimka (Bach) 21. 22. 23. 
Nesta 49. 
Nikaj (Tal) 48. 
Nivicani 2. 7. 
Novavaro$ 58. 
Novibazar 43. 44. 50. 51. 54. 55. 
Novoseljane 27. 
Novoselo (bei Ipek) 45 

n (bei Istib) 6. 

E (bei Prizren) 9. 25. 27. 28. 29.30. 


Obilje Planina 20. 
ÖOchrida de Mati 48. 
Ohrida 1. 46. 48. 56. 58. 
Olovo 52. 

Ora (Berg) 46. 

Orahovac (siehe Rahovce). 
Orhenja 49. 

Orosi 46. 48. 49. 

Östrozub 25. 


PaSina Planina 26. 27. 

Peklen 45. 

Pelopones 53. 

PepeliSte 2. 

Perlataj 49. 

PeStera 58. 

Pesternik 2. 3. 

Pindus 58. 

Piperovo (siehe Berovo). 

Pirana 25. 

Plava (bei Gusinje) 45. 
„ (bei Prizren) 9. 27. 30. 31. 32. 

Plevlje 43. 44. 54. 58. 

Podgorica 55. 

Podgostec 43. 

Podlag 2. 6. 

Popo& 40. 

Poroj 12. 

Posliste 32. 

Prekostavlja 44. 

Priboj 44. 50. 58. 

Pirfe#% 12..13..14. 5: 

Prijedor 43. 

Prijepolje 43. 44. 54. 58. 

Prilep 58. 

Pri$tina 19. 20. 21. 51. 

Perren 7. 8.910. 11. 12..13. 14. 17, 
19. 21. 24. 25. 26. 28. 29. 34. 38. 50. 
55. 56. 58. 


150 Dr. Franz Baron Nopesa. 


Prokletija 58. 

Promet 2. 3. 6. 

Proni Bitücit 40. 
Prozromos 49. 
PrSovci (siehe Prifca). 
Puka 34. 57. 41. 55 


Radoviste 2. 4. 5. 
Radusa 15. 

Rahovce. 26. 

Raska 44. 45. 

Retana 24. 

Reseni 49. 

Ribari@ 44. 45. 
Ribarska Planina 21. 
Rijeka (in Montenegro) 43. 
Rogle 16. 

Rogozna 55. 

Rozafa (Berg) 42, 55. 
Rozaj 44. 46. 55. 
Rubigo (Bach) 48. 
Rudare Tursko 2. 7. 
Rudnica 50. 

Rugova (am Ba$trik) 39. 


Sakati 38. 39. 
Sala (Fluß) 48. 
Samodra2a 19. 
Sapusare 46. 


Sar 7. 12. 13..14. 46.47. 51..55. 56. 58. 


Sarajevo 43. 52. 57. 
Sarska rjeka 12. 
Savrova 17. 24. 
Sbrusa Kol£tit 39. 
Selce (am Cem) 48. 
»„ (bei Prizren) 9. 12. 
Selita siperme 49. 
Semeniste 15. 17. 40. 
Semeri 39. 
Serbien 1. 45. 
Sipkovica 7. 11. 12. 
Siri&ino 14. 15. 
Siroki Put 26. 
Sjenica 44. 
Skodza 34. 35. 
Skoroviste 27. 
Skreli 45. 


Skutari 1. 25. 34. 38. 40. 42..45. 46. 55. 


56. 58. 
Slatina 13. 
Smutirog 48. 
Sokolac 44. 
Sopina Rijeka 19. 
Srecka 27. 
Stabalj (siehe Stava)j). 
Stablje ( „ m 3 
Stavalj 44. 
Stimlja 17. 19. 24. 
Stradza 51. 55. 
Strumiza 4. 
Sudrup 43. 
Suha gora 58. 
Suhäarjeka 17. 19. 24. 25. 


[66] 


Suhevoda 57. 

Sujaj 41. 

Suka Gruds 48. 
Susujari 57. 

Sveti Petar (Kloster) 27. 


Tearca 13. 

Teranei 2. 

Tetovo 13: 14.2.1517. 408472 
Thessalien 53. 

Timac (siehe Tearca). 
Tirana 25. 47. 

Tomor 49. 

Topolnica 2. 

Trabojna 48. 

Trakana 7. 

Treska 17. 39. 40. 
Treskovec 2. 4. 
Tsirkolaz (siehe Crkolez). 
Tupeec 26. 


Uglo 44. 

Ura Djalit 46. 

„ Fsajt 47. 

»„ Fsaxi (siehe FSajt). _ 

„ Köprüsi (siehe Ura Cüpri). 
a Cüpri 36. 37. 

„ iezirit 34. 379.939. 
Urglo (siehe Uglo). 
Usküb 1. 7. 15. 40. 55. 58. 


Valateker 21. 

Valona 46. 

Vardar 10. 13. 14. 17. 39. 40. 51. 58. 59: 
Vaudenj3 42. 46. 48. 56. 58. 
Vau Spasit 37. 38. 40. 46. 59. 
Vejice 12. 

Vesal 7. 10. 50. 54. 

Vezir-Brücke (siehe Ura Vezirit). 
Vijenac 43. 

Vinarce 45. 

Vini&ani Gradsko 4. 

Visegrad 43. 

Vjeska 14. 

Vlasna 25. 26. 34. 

Vockop 49. 

Vrastica 4. 

Vrbitane 9. 27. 

Vrnagora 44. 


Zaplucane 19. 24. 25. 
Zdunje 39. 
Zeden 15. 16. 17. 
Zelina 15. 

Zenica 43. 
Zlatarca 27. 31. 
Zlatina 25. 
Zletovo 7. 

Zljeb 24. 45. 47. 
Zrkjan 49. 
Zümbi 25. 26. 34, 
Zvecan 45. 

Zygos 53. 


[67] Zur Geologie von Nordalbanien. 151 


VI. Verzeiehnis der Illustrationen. 


Seite 

Bauer. Dusan Beste und. Bistrica- Dal 2, N en ern ı 
nes Jablamessattelun. 200...” 202% ht AERO, 

2 lgkalulon deine seen daS Ve a SE EL: 
Id, at a 0 
.» . 5. Profil’über den Dulje-Sattel. ... . N Pe Er El 
» , 6. Viquesnels Profil über den LapuSnik- „Sattel ETC A N 
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»..9 Oberer Teil des Ljubateva- Tales“ EN FRI RE Se: 
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BeREr e Senle des.oberen Blavalales.. .. 2. ann a 16 
De Be TaRrstenlvonHoca IE. 2. 0 el 117 
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„ Ai Brücke bei Kula-Ljums . . . "#.: MORE ER EIERN ET ZERRT ATOO 
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„ 16. - Dioritlandschaft westlich nr Vesir- Brücke lee ee Kl Eee Le 
Ben) > Van Spann So ne Da ON I 12 
„ 18. Terasse von Sakatit Han derart) nufpene: RR 198 
'„ 19. : Serpentinlandschaft bei Gamsice. . ... !. 2... Er. .2.. 18 

2 450) - Drinmündang bei. Vaudenjsw .- ... .....°.. Bam min, 126 


(Mit Ausnahme von Fig. 1, die nach einer von Herrn Dr. K. Steinmetz 
aufgenommenen Photographie angefertigt wurde, sind alle anderen Figuren nach 
‚Originalphotographien gezeichnet. Herrn Dr. K. Steinmetz möchte ich für die 
‚gütige Erlaubnis, seine vom geologischen Standpunkte herrliche Photographie 
reproduzieren zu dürfen, noch einmal wärmstens danken.) 


EA 


1 


152 Dr. Franz Baron Nopcsa. [68] 
Inhaltsangabe. 
Seite 

Eisleitwüg „0.2 4.00 Sn ee Er er 1] 8 

L-aReisebeschreibung .% . 4. „tn an 2 aa as Re re [2] 86 

KırvolakRadoviste 2.12 000 Wan aare Me 2 se [2] "86 

Radoviste--IStib. 4.5 3 u Leit a AN. Me en [5] 89 

Kocapa—Kumanova . :..% „ea EN. 9 a SD 7) 9 

Prizren—Kalkandele . .. . . N, 2 - 17): 288 

Kalkandele—PrsoyCck: u... a8 er en EEE [12] 96 

Raikandele-Uskübr .... . . . oa ab... 20 oe we [14] 98 

Kerizovie—Grnoljeva—Prizren. . . .... a. cn rer ee [17] 101 

Kerizovie— Budakova—Prizren |... Sana el [21] 105 

Proren—-Zumbl. . -.... = legen. IR.» ee [25] 109 

Umgebung von Prizren. ... » “met en 70 [26] 110 

Praren—Brut‘. /- .. . + - Sole u. ara Zn ae AA [34] 118 

Brut—Puka. . .: . BL WR ee Eee ee [37] 121 

ll. Bisherige Daten zur take Nordalbaniens 22. 2,75 Ber [43] 127 

1: .MOYibazar. . . .. -4.. vuna. Eat ar Be a eh [43] 127 

2. Nördlichstes Albanien; -...,\2 urtis.n fi a 2.5 [45] 129 

3. Gebiet zwischen der Metohija una dem Kossovopolje. . ... [45] 129 

4. Grünsteinland zwischen Djakovo und Alessio . . .. ..:.[46] 130 

5. Das zwischen Drin und Tetovo gelegene Gebiet ...... [47] 131 

6. Weitere Angaben... ....... Vin ne [47] 131 

IT. »Zusampnenlassung ... "20 0.00 10 an a A [50] 134 
Stellung der Jaspis und Sendern Aunrehdin fiyschartigen 

Sehiefer Wa 02 8,00 SW A E [50] 134 

ALLE ET ee re ae [60] 144 

lMrAlbanien . „x un. u. 2.00 ee a 2 le [60] 144 

I: Nachbargebiete . .. .. =... “va... . . Lo [61] 145 

1. Bosnien und Serbien ... msn: ne a Jele AREEE 

2. Süddalmatien und Montenegro . . . 2... 2 2 2 2.0. [62] 146 

5. Jonische Inseln . . ... „Asmenure.Ze, 2 22. Fe [62] 146 

4. Griechenland... . »..7.2 „Wa ae ne [62] 146 

Ve rOrtsrepiBter a. oe a0 ee ee [63] »147 

VI. Verzeichnis’der Illustrationen .. . „sr Win... 2 m. Se [67] 151 


Dr. Franz Baron Nopcsa: Zur Geologie von Nordalbanien. 


Tafel IV, 
20°östl.Lv.Greenwich 22 
Pe  - - 
43 
42 
| 
ULCIN 
Dulci&no) 
Farben- u. Zeichenerklärung. 
Krystallinische Schiefer 
Untere Tonschieferformation 
(Paläozoisch-untertriadisch) 
Mittlere und obere Trias 


Obere Kreide 


Eocän 


Schieferhornsteinformation 
ES 


I |Neogen 
Granit 

Porphyr 
BE Trachyt 


/ 1 Streichen u. Fallen der Schichten 
——— Routen des Autors 


RB 


—— Ältere Reiserouten 
Maßstab 1 :1,500.000. 


Jahrbuch der k. k. geologischen Reichsanstalt, Band LV, 1905. Kartogr. Anstalt G. Freytag & Berndt, Wien. 


Verlag der k. k. geologischen Reichsanstalt, Wien, Ill, Rasumofskygasse 23. 


epriren un eh he 
a Bere 
Ben = 


e 
R 


2 


Zur Stratigraphie 
des istrisch - norddalmatinischen Mitteleocäns. 
Von R. J. Schubert. 


I. Einleitung. 


In meinen Berichten über die vierjährige Aufnahmstätigkeit in 
Norddalmatien habe ich mich vornehmlich mit dem Aufbaue des Ge- 
bietes beschäftigt. Ich habe daher im folgenden meine dabei ge- 
wonnenen stratigraphischen Ergebnisse über das norddalmatinische 
Eocän zusammengefaßt und dabei auch die in den Nachbargebieten 
vornehmlich durch Dr. von Kerner und Dr. L. Waagen bei der 
Neuaufnahme klargelegten diesbezüglichen Tatsachen benutzt, um ein 
umfassenderes Bild des istrisch-norddalmatinischen Mitteleocäns geben 
zu können. Außerdem habe ich eine Parallelisierung mit dem Eocän 
Venetiens und des südlichen Dalmatiens versucht. Bevor ich jedoch 
meine gewonnenen Ergebnisse ausführe, möchte ich kurz die zwei 
wesentlichsten früheren Gliederungsversuche darlegen, die von Stache 
und Oppenheim. 

G. Stache gibt in seiner „liburnischen Stufe“!) folgende Glie- 
derung des istro-dalmatinischen Alttertiärs: 


l. Hauptalveolinen- und Nummulitenkalk. 


2. Fazies der Mergelschiefer- und Tonablage- 
rungen. 


3. Obereocän und Oligoecän. 


Bei Besprechung der ersten Stufe kommt Stache zu dem 
Ergebnis, daß die meisten hier vorkommenden Mollusken (Corbis 
lamellosa, Velates, Oerithium af. giganteum) auch in der zweiten Stufe 
noch vorkämen. Auch mit den meisten Seeigelgattungen Conoclypus, 
Echinolampas und Schizaster sei dies der Fall, nur die kleinen 
Seutellinen seien auf die untere Kalkstufe beschränkt. Der istro- 
dalmatinische Hauptalveolinen- und Nummulitenkalk entspräche den 
ersten vier Zonen der Harpeschen Nummulitenskala, doch hätten auch 
die der sechsten Zone im Hauptnummulitenkalk eine ansehnliche 
regionale Verbreitung. Im wesentlichen liege Untereocän vor, wenn- 
gleich die obere Grenze regional darüber hinausgehen möge (l. c. pag. 66). 


!) Wien 1889. Abhandl. d. k.k. geol. R.-A. XITl. Bd., Heft 1. 
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsansfalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (R. J. Schubert.) 20 


154 R. J. Schubert. [2] 


Bei der zweiten Stufe betont Stache „die unregelmäßigen 
Schwankungen des Meeresbodens der Küste und die ungleichartig 
unterbrochene Materialzufuhr“, das heißt den oft recht raschen 
Wechsel von Mergelzonen mit sandigen, konglomeratischen Nummuliten- 
kalken. Er betont die Verwandtschaft der Fossilien mit Ronca und 
dem Pariser Grobkalke, häufig auch mit Priabona, das Vorkommen 
von Nummulites perforata und sonderbarerweise auch von F'ichteli. 
Diese Stufe sei am besten als istro-dalmatinisches Mitteleocän zu 
bezeichnen. 

Staches dritte Stufe: Obereocän und Oligocän ist in Nord- 
und Mitteldalmatien als ein Plattenmergel und Konglomeratkomplex 
(Prominaschichten) entwickelt, im übrigen Gebiete als Flysch aus- 
gebildet. Die Hauptmasse der Prominaschichten wird „beiläufig der 
Gesamtheit der über dem Nummulitenkalke entwickelten Schichten- 
reihe der Flyschgebiete* entsprechend angenommen. Im wesentlichen 
entsprächen die vorhandenen Nummuliten der Zone des N. inter- 
media Fichteli und der dritten Zone der radialgestreiften Formen 
aus der Verwandtschaft der N. striata. Doch war Stache bekannt, 
daß in Flyschgebieten bisweilen noch in hohem Niveau Nummuliten- 
faunen mit N. exponens vorkommen. Das Hineinragen der Flyschfazies 
ins untere Miocän sei nicht unwahrscheinlich, obgleich sich schon das 
Oberoligocän paläontologisch nicht mehr nachweisen ließ. Nur im 
Bereiche der Prominaschichten sei eine schärfere Trennung der dieser 
Stufe angehörigen Sedimente von denen der zweiten Stufe möglich. 

Die unter dem Hauptalveolinen- und Nummulitenkalke liegenden 
postkretazischen Schichtglieder — Kosinakalk und „oberer Foramini- 
ferenkalk“ — werden als Zwischenstufe zwischen Kreide und Tertiär 
aufgefaßt und als „protocäne oder liburnische Zwischenbildung“ 
bezeichnet. e 

In seiner Abhandlung „Über einige alttertiäre Faunen der 
österreichisch-ungarischen Monarchie“ (Beitr. z. Paläont. Ost.-Ung., 
Wien., XIII. Bd., 1901) unterzieht P. Oppenheim im allgemeinen 
Teile die Stachesche Einteilung des istro-dalmatinischen Alttertiärs 
einer Kritik (pag. 188—191). 

Die erste, untere Gruppe wird etwas ungenau als Alveolinen- 
kalk bezeichnet. Ich hebe dies nur deshalb hervor, weil die Stachesche 
Bezeichnung sehr prägnant ist und die Tatsache zum Ausdruck bringt, 
daß in der Kalkstufe des istro-dalmatinischen marinen Alttertiärs 
Alveolinen und Nummuliten fast in gleichen Mengenverhältnissen vor- 
handen sind. 

Wohl mit Recht wird von Oppenheim die Vertretung der 
Schichten mit Nummulites planulata in diesem Kalkkomplex bezweifelt 
und auf die Ungewißheit über Nummulites primaeva hingewiesen. 
Was mir von Nummuliten aus den untersten Zonen dieser marinen 
Kalkstufe unterkam, waren kleine Paronaeen, auch Gümbelien (perforata) 
Assilinen, die keinesfalls für die Zugehörigkeit zum Untereocän sprachen. 

Ferner bemerkt er, daß Schwager die ägyptische Alveolina 
ovulum Stache der untereocänen libyschen Stufe mit c/r. versah, daß 
also auf Grund dieser Form keine Schlüsse auf ein untereocänes 
Alter des dalmatinischen Alveolinenkalkes gezogen werden ‘dürfen. 


[3] Zur Stratigraphie des istrisch-norddalmatinischen Mitteleocäns. 155 


Die von Stache gebrauchte Bezeichuung Orbitulinen wird als un- 
genügend bezeichnet, da sie den Leser im unklaren lasse, ob 
Orbitoiden oder Orbitolites gemeint sei. Auf Grund eines ziemlich 
reichen Materials kann ich sagen, daß von Stache Orbitolites com- 
planata!) gemeint ist; Orbitoiden sind in den obersten Zonen des 


1) Orbitolites complanata Lamk. kommt im FBocän der österreichischen 
Küstenländer in drei Niveaux vor: 1. im Hauptalveolinenkalk, 2. in den Kalksand- 
steinen des oberen Mitteleocäns und 3. in den Prominamergeln. Während sich die 
beiden letzten Vorkommen auch in den Größenausmaßen gleichen, unterscheiden 
sich die im Hauptalveolinenkalke vorkommenden durch ihre durchweg geringe 
Größe, etwa 10 mm im Durchmesser, auch weniger, und etwas größere Dicke 
(cf. Carpenter Phil. Trans. 1856). Sonst vermochte ich keine Unterschiede feststellen, 
sie entsprechen der Darstellung in Douvilles „Essai d’une revision des Orbi- 
tolites“ (Bull. soc. geol. France 1902, IV. Ser., Tome II, pag. 296). 

Aus dem Alveolinenkalke kenne ich diese Form aus Norddalmatien (Zara, 
Zaravecchia, Vrana, Zaton, Scogl. Lizanj. Insel PaSman, Castelvenier), aus Istrien 
(Carpano, Buje), Krain (s. o. Pule bei VrabZe, leg. Kossmat), Metkovic, Hum bei 
Mostar (Herzegowina). Außerdem ist sie nach Angaben von Herrn Hofrat Stache 
im Alveolinenkalk zwischen Monte Ob£ina und Aurisina bei Triest häufig. 

Auch in den Kalksandsteinen des oberen Mitteleocäns ist diese Form stellen- 
weise sehr reich entwickelt, und zwar in 30—40 mm großen dünnen Exemplaren. 
So fand ich sie in Norddalmatien bei Kasi@, Ostrovica, Benkovac (WH. Kozlovac), 
Bribir, sah sie in Gesteinsstücken, die Dr. L. Waagen aus diesem Niveau des 
Bescatales (Veglia) mir zeigte. Es sind dies die großen Orbitulinen von 30—50 mm 
bei Stache, die Oppenheim (Beitr. z. Pal. Ost. XIII, 1901, pag. 189) erwähnt 
und von denen er nicht weiß, was der Autor unter dieser Bezeichnung meine. 
Ebenso sind die cyclolinenartigen, großen, sehr dünnen Foraminiferen auf diese 
Art zu beziehen, die Bittner am Wege von Stolae nach Domanovid (Herzegowina) 
„in grobbankigen, blaugrauen, kalkigsandigen Schichten mit einzelnen Nummuliten, 
Pecten-Scherben, Austern und verkohlten Pflanzenresten“ fand, desgleichen südlich 
bei Domanovic „mit zahlreicher Nummuliten vom Typus der N. perforata“. (Jahrb. 
d. k. k. geol. R-A. 1880, pag. 409.) Auch in Dalmatien kommt diese flache große 
Form in petrographisch ganz ähnlichen Schichten vor, wie sie Bittner von 
Stolac beschrieb, nur sind stellenweise auch reiche Faunen höher entwickelter 
Fossilien vorhanden, von anderen Foraminiferengattungen vorwiegend Rotaliden, 
Milioliden, Textularien, Polymorphinen, also gleichwie im tieferen Niveau Küsten- 
formen, allerding® zum Teil andere Gattungen. 

Kleine kaum 10 mm im Durchmesser betragende Exemplare fand ich ver- 
einzelt in den obereocänen (vielleicht schon unteroligocänen) Prominamergeln von 
Novigrad (Norddalmatien), ebensolche sowie große (bis 40 mm) sah ich in einer 
Suite von Versteinerungen aus dem Prominagebiete, die mir Herr Professor 
C©. Schmidt (Basel) kürzlich übersandte. Nach dem von Herrn Professor Schmidt 
freundlichst beigefügten Profil stammen diese von Herrn Preiswerk bei Stranik 
bei Bogitid gesammelten und dem Museum der Universität Basel gehörigen Stücke 
aus dem zweiten, also schon höheren Niveau der Prominaschichten. 

Im vicentinischen Tertiär kommt Orbitolites complanata Lam. sowohl in den 
Alveolinenkalken als auch im llarioneniveau vor, wo ich ihn mehrfach stellen- 
weise recht häufig fand. In Südtirol (Val di Non) fand ich ihn in einer wahr- 
scheinlich bereits obereocänen grünerdebaltigen Nummuliten- und Orbitoidenbreceie 
(N. complanata— Tschihatcheffi) in seltenen kleinen (45 mm) Exemplaren. 

Wie aus vorstehendem wohl klar erhellt, ist Orbitolites complanata Lam. 
keineswegs eine so bezeichnende „Grobkalkform“, das heißt für das Parisien be- 
zeichnend, wie dies bisher vielfach geglaubt wurde. Daß diese Form in den zwischen 
Alveolinenkalk und den oberen Kalksandsteinen befindlichen Schichten im Küsten- 
gebiete anscheinend gänzlich fehlt, kann bei den Tiefenverhältnissen, die zu jener 
Zeit herrschten, nicht befremden. Denn auch die rezente Orbitolites nahe verwandte 
und damit vielfach verwechselte Marginopora ist eine ausgesprochene Küstenform. 

Im französischen Eocän kommt diese Form nach Douville (l. c. pag. 297) 
im mittleren Grobkalk vor, auch im Eocän von Bordeaux, wo sie auch ins Ober- 
eocän reichen soll. 

20* 


156 R. J. Schubert. [4] 


Hauptnummulitenkalkes übrigens auch bisweilen recht häufig. Oppen- 
heim kommt pag. 189 zum Schlusse, daß im istro-dalmatinischen 
Gebiete der Hauptnummulitenkalk entweder nur den Schichten mit 
Nummnulites laevigatus entspricht „oder daß, wenn auch der Horizont 
des Nummulites perforatus mitvertreten ist, Staches Hauptalveolinen- 
kalk stellenweise eine andere Fazies seiner zweiten großen Abteilung 
bildet und mit dieser zeitlich zu identifizieren ist“. 


Über die Unanwendbarkeit der Harpeschen Zonen auf das 
dalmatinische Eocän habe ich mich bereits einigemal ausgesprochen, 
hier möchte ich im Anschlusse an Oppenheims obige Vermutung 
nur betonen, daß Staches Hauptalveolinen- und Nummulitenkalk 
im istro-dalmatinischen Gebiete zeitlich sicher von den „Mergel- 
schiefer- und Tonablagerungen“ unterschieden ist, wie ich im 
weiteren noch ausführlich dartun will. 


Bei Besprechung der zweiten Stacheschen Gruppe, der „Mergel- 
schiefer- und Tonablagerungen“, weist Oppenheim darauf hin, daß 
die Faunen derselben anf Mittel- bis Obereocän hinweisen, daß er 
keinerlei Beziehungen zu Formen des Priabonien, noch weniger aber 
zu demjenigen des typischen Oligocäns der Schichten von Sangonini 
und Crosara fand, auch Nummulites Fichteli intermedius nirgends 
beobachtete. Er kommt auf die bereits geäußerte Ansicht zurück, 
daß der Unterschied zwischen dem Hauptnummulitenkalke und den 
oberen mitteleocänen Schichten doch nur fazieller Natur sein könnte, 
wozu ihn vornehmlich das Vorkommen von Cerithium vicentinum Bay., 
„einer Leitform des Monte Postale“* in Ostrovica, veranlaßt zu 
haben scheint. 


Von Staches dritter Abteilung lagen ihm nur Fossilien aus 
der nord- und mitteldalmatinischen Entwicklung — vom Monte Pro- 
mina — vor. Die Süßwasserschichten mit Cyeclotopsis exarata und 
Ooptochilus imbricatus werden als obereocän, die oberen marinen als 
unteroligocän angesehen. Zusammenfassend gibt er folgende Übersicht: 


Istrien—Dalmatien. Venetien. Stufe. 
1. Alveolinenkalk Monte Postale etc. Unteres Lutetien 
2. Mergel und Tone S. Giovanni Ilarione Oberes Lutetien 


von Dubravica etc. 
3. Mergel von Kosavin Ronca Bartonien 


4. Süßwasserfauna des Süßwasserabsätze von Oberes Bartonien 
Monte Promina Roncä 
Altissimo, Pugnello etc. 


5. Obere marine Fauna Priabona — Laverda— Priabonien—Ligurien 
des Monte Promina Sangonini 


[5] Zur Stratigraphie des istrisch-norddalmatinischen Mitteleocäns. 157 


II. Untereocän. 


Was nun das Alter der untersten eocänen Sedimente des 
österreichischen Küstenlandes betrifft, so habe ich mich mit diesen 
vorzugsweise limnischen Gebilden einerseits nicht selbst eingehender 
zu befassen Gelegenheit gehabt, will anderseits auch in keiner Weise 
den diesbezüglichen Mitteilungen des Altmeisters der küstenländischen 
Geologie Stache vorgreifen, der ja in Bälde den zweiten Teil seiner 
liburnischen Stufe zu veröffentlichen beabsichtigt. 

Soviel scheint mir indes aus meinen Studien über das marine 
Mitteleocän hervorzugehen, daß wenigstens der obere Teil der lim- 
nischen und brackischen Schichten als untereocän bezeichnet werden 
muß. Denn wenn auch im nördlichsten (Krainer) Verbreitungsbezirke 
der liburnischen Schichten der untere Teil derselben mit Rudisten- 
kalken zu wechsellagern und noch zur Kreide zu gehören, in seiner 
Gesamtheit also ein Bindeglied zwischen der marinen Kreide und 
dem marinen Tertiär darzustellen scheint, verhalten sich die nord- 
dalmatinischen Vorkommnisse doch wesentlich anders. Die Kreide ist 
scharf gegen das Tertiär abgegrenzt, in den obersten Lagen erodiert 
und brecciös. Im nördlichsten Dalmatien sind die Kosinakalke, wenn 
sie nicht ganz fehlen, meist kärglich und gut von der Kreide und 
vom überlagernden Alveolinenkalke trennbar. Gegen Mitteldalmatien 
nehmen die Kosinakalke an Mächtigkeit zu und zwischen ihnen und 
den Alveolinenkalken sind wieder Milioliden- und Peneropliskalke ein- 
geschaltet, während dort, wo die Kosinakalke fehlen oder nur wenig 
mächtig sind, die marine Schichtenreihe häufig mit Alveolinenkalken 
beginnt, welche mit an Milioliden und Peneroplis reichen und an 
Alveolinen armen Bänken mehrfach wechseln. Diese letzteren Vor- 
kommen bestimmten mich vor zwei Jahren, diese lediglich mit im- 
perforaten Foraminiferen erfüllten marinen Kalke als Imperforaten- 
kalk zusammenzufassen. Ich erkläre mir diese Verschiedenheit der 
über dem Kosinakalke lagernden Schichten im Hauptverbreitungsgebiete 
der mitteldalmatinischen Kosinaschichten (Miliolidenkalk und darüber 
Alveolinenkalk) von der Ausbildung im nördlichen Dalmatien (Imper- 
foratenkalk) dadurch, daß sich in Mitteldalmatien die Gewässer, in 
denen der Kosinakalk abgesetzt wurde, länger erhielten als in Nord- 
dalmatien, wo sie streckenweise übrigens ganz fehlten, wie ja auch 
die bedeutendere Mächtigkeit der mitteldalmatinischen Kosinakalke 
dies zu beweisen scheint. Das wieder vordringende Eocänmeer fand 
daher in Mitteldalmatien Süßwasserflächen, in Norddalmatien Festland 
vor. Während daher rein marine Schichten mit Alveolinen als Basis 
der marinen Eocänschichten in Norddalmatien vorhanden sind, würden 
die Milioliden und Peneroplis der „oberen Foraminiferenkalke“, der 
zwischen den Kosina- und Alveolinenkalken eingeschalteten Schichten 
Mitteldalmatiens, als brackische Formen aufzufassen sein. Denn diese 
beiden Foraminiferentypen sind zwar im wesentlichen gleich den 
Alveolinen marine Küstentypen, können sich jedoch auch an schwach 
gesalzenes Wasser anpassen, was von den höher organisierten Alveolinen 
bisher nicht bekannt ist. 


158 R. J. Schubert. [6] 


Da nun Miliolidenkalke in Mitteldalmatien und Istrien an der 
Basis der eocänen Foraminiferenkalke lagern, scheint es mir sicher, 
daß die norddalmatinischen Imperforatenkalke im wesentlichen den 
südistrischen und mitteldalmatinischen Milioliden- und Alveolinen- 
kalken altersgleich sind. Weniger sicher möchte ist dies für Veglia, 
und das kroatische Festland annehmen, da L. Waagen das obere 
Mitteleocän stellenweise transgredierend auf der Kreide fand 
(Murvenica). 

Wie ich im folgenden näher begründen werde, ist der größte 
Teil des Alveolinenkalkes bereits sicher als mitteleocän aufzufassen. 
Ob man nun die oberen Foraminiferen- (Milioliden- und Peneroplis-) 
kalke und dementsprechend auch die unteren Bänke des Imperforaten- 
kalkes an die Basis des Mitteleocäns stellt oder als oberstes Unter- 
eocän auffaßt, ist im Grunde genommen ja gleich und bisher durch 
Fossilfunde nicht entscheidbar, soviel scheint mir sicher, daß wenigstens 
der nord- und mitteldalmatinische (also obere) Kosinakalk als das 
unmittelbare Liegende der mitteleocänen Schichten, in welche er 
stellenweise allmählich übergeht, untereocänen Alters ist. 

Ich bin um so mehr davon überzeugt, als ich lediglich aus strati- 
graphischen Gründen zu dieser Ansicht gelangt, fand, daß Sand- 
berger in seinen „Land- und Süßwasserkonchylien der Vorwelt“ 
(1870— 1875) auf Grund paläontologischer Untersuchungen zum gleichen 
Ergebnis gekommen war. Denn pag. 138 heißt es: „Irgendwelche 
Arten, welche sich an die Fauna der obersten Süßwasserbildungen 
der Kreideformation enger anschließen, kommen in den Charenkalken 
nicht vor, dagegen eine Art, Cyrena suborbicularis Desh., welche 
sich im nordfranzösischen Untereocän wiederfindet, eine, welche 
typisch untereocänen äußerst nahe steht, Aydrobia chararum St., 
Melania ductrix St. und asphaltica St., haben nahe Verwandte in anderen 
eocänen Schichten. Es liegt daher kein Grund vor, die Charenkalke 
nicht für untereocän zu halten.“ 

Daß De Stefani und Martelli vor kurzem (1902) das ge- 
samte Untereocän (Thanetien und Sparnacien) in den unteren Al- 
veolinenkalken vertreten glaubten, beweist gar nichts, da die beiden 
Forscher ihre Auffassung gar nicht begründeten und die Überein- 
stimmung des Eocäns von Metkovic mit dem Eocän des übrigen 
dalmatinisch-herzegowinischen Karstes groß genug scheint, um in 
der auf Seite 184 wiedergegebenen Schichtenfolge nicht das gesamte 
Unter- und Mitteleocän, sondern lediglich den größten Teil des 
Mitteleocäns zu sehen. Der Kosinakalk (Untereocän) fehlt offenbar 
an der von den Autoren studierten Lokalität, obgleich sein Vorkommen, 
als von Sabioncello seit Stache bekannt sind, nicht befremden würde, 
Die Autoren heben (pag. 116) selbst das Fehlen der Kosinaschichten 
hervor. Auffällig ist jedoch ihre Angabe, daß die Kalke mit Milioliden 
und kleinen Alveolinen konkordant auf die Kreide folgen, wodurch 
allerdings ihre Auffassung vom tiefsteocänen Alter der Milioliden- 
und Alveolinenkalke verständlich wird. 


[7] Zur Stratigraphie des istrisch-norddalmatinischen Mitteleocäns. 159 


III. Das Mitteleocän. 
1. Imperforatenkalk. 


Das konstanteste Schichtglied der eocänen küstenländischen 
Schichtenfolge ist die unterste kalkige Gruppe Staches, sein Haupt- 
alveolinen- und Nummulitenkalk; selbst dort, wo im stärker 
gefalteten und denudierten Gebiete die jüngeren Eocänschichten 
fehlen, ist dieser Kalkkomplex vielfach noch erhalten und erweist 
sich sehr brauchbar sowohl zur Deutung der stratigraphischen als 
auch der Aufbauverhältnisse. Foraminiferen sind die überwiegenden 
zumeist ausschließlich bestimmbaren Fossilreste, und zwar in den 
tieferen Zonen vorwiegend Alveolinen, in den oberen Nummuliten. 
Daß die ersteren in der Regel auch mit anderen imperforaten 
Gattungen (Miliolina, Spiroloculina, Peneroplis, Orbitolites) in ver- 
schieden wechselnden Mengen vergesellschaftet sind, wurde bereits 
im vorstehenden erwähnt. Es war dies auch der Grund, der mich 
veranlaßte, für die unteren Kalkschichten dort, wo an der Basis der 
Foraminiferenkalke keine ausscheidbaren Miliolidenkalke vorhanden 
sind, den Ausdruck Imperforatenkalk oder im Gegensatz zu im 
obersten Mitteleocän nochmals erscheinenden Imperforatenschichten 
den Ausdruck Hauptimperforatenkalk zu gebrauchen. Mir 
schien diese Faunenvergesellschaftung um so hervorhebenswerter, als 
die Mikroforaminiferen, die im Hauptnummulitenkalk und in den 
oberen mittelocänen Nummulitenschichten vergesellschaftet vorkommen, 
ganz überwiegend zu perforaten Gruppen gehören, denen ja auch die 
Nummuliten und Orthophragminen (Orbitoiden) angehören. Ich erwähne 
hier nur kurz die in den Nummulitenschichten von mir bisher fest- 
gestellten Gattungen Lagena, Nodosaria, Marginulina, ÜCristellaria, 
Bigenerina, Pleurostomella, Uvigerina, -Polymorphina, Gaudryina, Tex- 
tularia, Clavulinia, Truncatulina, Rotalia, Discorbina, Globigerina, 
Siderolina, Dimorphina, Cassidulina, Bulimina, Flabellina. Der Über- 
gang des Hauptalveolinenkalkes in den Hauptnummulitenkalk erfolgt 
zumeist allmählich, aber die Grenzzone zwischen diesen beiden, 
in den extremen Ausbildungsweisen leicht unterscheidbaren Gebilden 
ist zumeist sehr schmal. An manchen Orten sind allerdings den 
tieferen Lagen der Alveolinenkalke schon kleine Nummuliten ein- 
geschaltet (N. planulata fand ich jedoch nie darin), ebenso reichen 
die Alveolinen bisweilen bis in die obersten Lagen des Hauptnummu- 
litenkalkes, ohne daß jedoch die kartographische Trennbarkeit der 
beiden Gebilde wesentlich beeinträchtigt würde. Der Imperforaten- 
kalk ist in dem in Rede stehenden Gebiete fast durchweg mächtiger 
entwickelt als der Nummulitenkalk, in Norddalmatien nimmt er etwa 
zwei Drittel bis drei Viertel der Mächtigkeit der Kalkgruppe ein. 

Das Alter dieser Kalke ist durch die eingeschlossenen Fossilien 
mit ziemlicher Sicherheit festzustellen. Der Hauptnummulitenkalk 
— die obere Gruppe — mit seiner reichen Fauna von Gümbelia 
perforata Lucasana, Paronaea complanata Tehihatcheffi, Assilina spira 
wurde ja recht allgemein als ‚mitteleocän aufgefaßt. Weniger ein- 


160 R. J. Schubert. [8] 


heitlich war bisher die Auffassung des Imperforatenkalkes. Während 
die unteren Bänke, die Miliolidenkalke, noch als protocän aufgefaßt 
wurden, faßte man vielfach den Alveolinenkalk als im wesentlichen 
untereocän auf. Außer den noch nicht abschließend bearbeiteten Alveo- 
linen und den zur näheren Altersbestimmung unbrauchbaren Milioliden 
und Peneroplis ist unter den Foraminiferen der unteren Kalkpartien 
Orbitolites complanata die häufigste Form und infolge ihrer Größe 
sehr auffällig und leicht zu erkennen. Diese Form allein genügt 
schon, um ein untereocänes Alter des Hauptalveolinenkalkes weniger 
wahrscheinlich zu machen. Denn wenngleich diese Form auch ver- 
einzelt ins Obereocän geht, ist doch die Hauptverbreitung derselben 
im Mitteleocän (cf. H. Douville, Essai d’une revision des Orbi- 
tolites, Bull. soc. geol. France 1902, IV. Ser., Tom. II, pag. 296/297). 
Auch in den vicentinischen Alveolinenkalken, die allgemein als mittel- 
eocän gelten, ist diese Art in gleicher Häufigkeit und Ausbildung 
vorhanden. 

Außerdem liegen mir auch Fossilreste höherer Organismen 
aus dem Hauptalveolinenkalke vor, die gleichfalls sämtlich für ein 
mitteleocänes Alter der Alveolinenkalke sprechen. Mein Kollege 
Dr. L. Waagen fand heuer bei Albona in Südistrien (SW vom 
45er Schacht des Kohlenwerkes Vines bei Albona) im Hauptalveolinen- 
kalke, in dem auch bereits einige Nummuliten vorhanden waren (auch 
Gümbelia perforata) eine kleine Suite von Fossilien, die er mir in 
dankenswerter Weise zur Durchsicht überließ; ich stellte darin fest: 


Gümbelia perforata 

Orbitolites complanata 

Alveolina sp. sp. 

Velates Schmidelianus Chemn. 

Pecten af. Venetorum Opp., aber flachere und zahlreichere Rippen. 
Spondylus sp. 

Ranina Marestiana Koen. 


Ferner fand ich im Museum der k. k. geologischen Reichsanstalt 
einige aus einer älteren Einsendung stammende Fossilien aus dem 
istrischen Hauptalveolinenkalke, und zwar vom Nordrande des Bujaner 
Aufbruches: 


Carsette bei Buje: 
Velates Schmidelianus 
Pleurotomaria sp. 
Pecten af. Venetorum Opp., ähnlich wie von Albona. 


Sterna bei Buje: 


Terebellum-Fragmente vom Habitus der in den jüngeren mittel- 
eocänen Schichten vorkommenden. 


Außerdem fand ich in Norddalmatien (Gor&ina im Vranasumpf, 
im tieferen Alveolinenkalk) nebst verdrückten Gastropoden kleine 
Pectines aus der Verwandtschaft des Pecten Venetorum Opp.,; was 
Rippenstärke und Form anbelangt, der typischen mitteleocänen Form 
näher als die istrischen Vorkommnisse. 


[9] Zur Stratigraphie des istrisch-norddalmatinischem Mitteleocäns. 161 


Auch F. Katzer fand an der Grenze des Milioliden- und Al- 
veolinenkalkes bei Dubravica in der Herzegowina nahe der dalma- 
tinischen Grenze Fossilien (Nutica Vulcani Brongn., N. cf. incompleta 
Zitt.), die keineswegs für ein untereocänes Alter des Alveolinenkalkes 
sprechen (cf. Geologischer Führer durch Bosnien und die Herce- 
govina. Sarajewo 1903, pag. 255), weshalb Katzer auch]. c. pag. 254 
annimmt, daß die Milioliden- und Alveolinenkalke nicht wesentlich 
unter das Mitteleocän herabgehen dürften. 

Alle diese Tatsachen lassen mit Sicherheit darauf schließen, 
daß der istrisch-dalmatinische (und herzegowinische) Alveolinenkalk 
einen bereits ausgesprochenen mitteleocänen Charakter besitzt. Dies 
scheint mir in Norddalmatien auch für den gesamten Imperforaten- 
kalk zu gelten, da ich bezeichnende Mitteleocäntypen auch schon in 
den unteren Lagen desselben fand. Wenn meine oben dargelegte 
Ansicht von der Gleichaltrigkeit des unteren Imporferatenkalkes und 
des „oberen“ Foraminiferen (Milioliden- und Peneroplis)kalkes richtig 
ist, dann liegt kein Grund vor, nicht auch diesen „oberen Forami- 
niferenkalk“ noch zum Mitteleocän zu ziehen und an die Basis des- 
selben zu stellen. Und in der Tat sprechen auch die Verhältnisse 
des benachbarten vicentinischen Tertiärs, mit dem ja das istro- 
dalmatinische Tertiär mehrfache Analogien aufweist, für einen solchen 
Vorgang. Munier-Chalmas gab 1891 (Ftude de tith., cret., ter- 
tiaire du Vic. Paris, pag. 37 u. ff.) folgende Gliederung des vicen- 
tinischen Mitteleocäns: 


II. 19 Calcaire & Lithothamnium Bolcense Mun. Ch. 
29 Calcaire a Alveolina Postalensis Mun. Oh. et Schl. 
309 Caleaire & Nummulites Pratti Arch. 


IH. 19 Couches & Nummulites perforata 
2° Couches & Nummulites Brongniarti. 


Mit ziemlicher Sicherheit sind als Äquivalente von Munier- 
Chalmas’ dritter Gruppe S. Giovanni Ilarione die mergeligsandigen 
Schichten in Istrien und Norddalmatien aufzufassen, vielleicht auch 
der Hauptnummulitenkalk, insofern wenigstens, als in ihm bereits 
Nummulites perforata in üppiger Entfaltung vorhanden ist. Wenn nun 
der istrische Hauptalveolinenkalk mit den vicentinischen Alveolinen- 


kalken gleichaltrig ist — und wenn ich bisher keine sicheren Gründe 
dafür anführen kann, so weiß ich noch weniger, warum dies nicht 
der Fall sein sollte — dann würde dem Lithothamnienkalke an der 


Basis des vizentinischen Mitteleocäns der gleichfalls eine Küsten- 
fazies repräsentierende Milioliden- und Peneropliskalk (der „obere 
Foraminiferenkalk“) in Istrien entsprechen; und in diesem Falle 
wäre das mitteleocäne Alter des „oberen Foraminiferenkalkes“ er- 
wiesen, da ja im vicentinischen Lithothamnienkalk nach Munier- 
Chalmas (l. e. pag. 39) auch Nummulites atacica Arch. vorkommt. 

Dann ergäbe sich eine Gleichstellung des vicentinischen Unter- 
eocäns — des Spilecconiveaus — mit wenigstens den oberen Partien 
des Kosinakalkes, die ja, wie oben dargelegt wurde, mit ziemlicher 
Sicherheit als untereocän aufgefaßt werden können. Durch die An- 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (R. J. Schubert.) 21 


162 R. J. Schubert. [10] 


nahme, daß das österreichische Küstengebiet im Untereocän Fest- 
land war, würde sich auch die auffällige Tatsache erklären, daß bisher 
mitteleocäne Nummuliten vielfach aus dem istro-dalmatinischen Eocän 
zitiert wurden, typisch untereocäne jedoch bisher nicht bekannt sind. 
Ich hatte mehrfach Gelegenheit, selbst kleine Nummuliten aus den 
unteren Lagen der Alveolinenkalke zu untersuchen, doch waren 
es durchweg Typen, wie sie auch im Mitteleocän vorkommen, meist 
Paronaeen. Die sichere Bestimmung derselben ist nicht leicht, da die 
Stücke meist fest im harten Kalke eingeschlossen sind, oft auch noch 
der innere Aufbau schlecht zu beobachten ist. Die Schwierigkeit, 
diese kleinen Nummuliten des Alveolinenkalkes zu bestimmen, wurden 
auch kürzlich von De Stefani und Martelli anläßlich ihrer 
Untersuchungen über das Eocän von Metkovic!) hervorgehoben, doch 
sprachen die beiden Forscher die Meinung aus, es sei nicht aus- 
geschlossen, daß es sich bei diesen kleinen Nummuliten um das 
Nummulitenpaar N. elegans — planuluta handle. 

Ob man nun den „oberen Foraminiferenkalk* Staches, den 
Kalk mit Milioliden und Peneroplis an der Basis des Alveolinenkalkes 
als oberstes Untereocän oder unterstes Mitteleocän auffaßt, in beiden 
Fällen ergibt sich, daß die an Süßwassergastropoden reichen Bänke 
des dalmatinischen und wenigstens teilweise auch des istrischen 
Kosinakalkes untereocän sind und für diese Gebilde kein zwingender 
Grund vorliegt, sie als protocän, als älter denn untereocän, zu 
bezeichnen. Denn im nördlichen Dalmatien (Sebenico) konnte ich mehr- 
fach eine so innige Verknüpfung der Gastropodenkalke mit Milioliden- 
bänken und dieser mit Alveolinenkalken beobachten, daß eine Lücke 
in der Schichtfolge ausgeschlossen war, in dem Sinne nämlich, daß 
nicht der Kosina- und Miliolidenkalk als protocän und der Alveolinen- 
kalk als mitteleocän aufgefaßt werden konnte. 


2. Hauptnummulitenkalk. 


Über den Hauptnummulitenkalk ist wenig zu sagen. Hier be- 
ginnt die Hauptentfaltung der Perforata-Gruppe mit den mannigfaltigen 
Abarten, daneben ist bereits hier streckenweise ebenso reichlich 
Paronaea complanata vertreten, obgleich er an manchen Orten in 
diesem Niveau noch zu fehlen scheint; von Assilinen kommt vornehm- 
lich A. spira vor, daneben oft zahllose Orthophragminen (0. ephip- 
pium und Asterocyclinen). Vereinzelt erscheinen auch Alveolinen. So 
sicher das mitteleocäne Alter dieses Schichtgliedes ist, so wenig 
reichen die zitierten Fossilien zu einer näheren Parallelisierung mit 
entfernteren Eocänvorkommen aus. Es scheint mir auch gar nicht 
befremdlich, daß ein Versuch, das istrisch-dalmatinische Eocän etwa 
mit dem des Pariser Beckens zu parallelisieren, eigentlich über 
annähernde und mehr minder subjecktive Gleichstellungen nicht hin- 
wegkommt. Es wäre im Gegenteil sonderbar, wenn. in einem Gebiete, 
wie es das tertiäre Europa war, auf größere Entfernungen die ja 
großenteils auf Fazieswechsel gegründeten Unterabteilungen sich als 


’) Roma, Rendiconti acc. Linc. XI/Il, 1902, pag. 114. 


[11] Zur Stratigraphie des istrisch-norddalmatinischen Mitteleocäns. 163 


völlig gleichaltrig erweisen und gleichstellen lassen würden. Bei dem 
spärlichen Vorkommen und meist minderen Erhaltungszustande der 
höheren Fossilien im Alveolinen- und Nummulitenkalke und dem 
Umstande, daß dieselben außerdem durch ihre meist weite vertikale 
Verbreitung (Terebellum, Velates Schmideliana, kleine Pectines) zu 
näheren stratigraphischen Detailgliederungen und Parallelisierungen 
wenig brauchbar sind, scheint es mir als das zweckmäßigste, bis nicht 
etwa besonders glückliche Funde es ermöglichen, von einer Paralle- 
lisierung mit dem Pariser Mitteleocän bis zu einem gewissen Grade 
abzusehen. Die naturgemäße Gliederung des istro-dalmatinischen 
Mitteleocäns ist die Zweiteilung desselben in eine untere kalkige 
und obere sandigmergelige Gruppe, also ähnlich, wie dies 
bereits von Stache vertreten wurde, jedoch mit den bereits erörterten 
und fernerhin noch darzulegenden Unterschieden in der Altersdeutung. 
Diese Gliederung dürfte im wesentlichen mit der von Munier- 
Chalmas 1891 vom vicentinischen Mitteleocän gegebenen Einteilung 
zusammenfallen, die mitteleocänen Kalke größtenteils seiner zweiten, 
die Mergel und Sandsteine seiner dritten Gruppe entsprechen. Auch 
im Vicentinischen ist die untere Hälfte der mitteleocänen Schichten 
vorwiegend in kalkiger Fazies ausgebildet gleichwie im österreichischen 
Küstenlande. 


3. Mergel und Sandsteine des oberen Mitteleocäns. 


Nach dem Absatze des Hauptnummulitenkalkes trat in Istrien 
und Norddalmatien (soviel bisher nachgewiesen werden konnte) eine 
ausgesprochene Senkung des Meeresbodens ein, wie aus dem Charakter 
der Sedimente zweifellos hervorgeht. Das auf den Hauptnummuliten- 
kalk zunächst folgende Schichtglied ist eine zwar wenig mächtige, 
aber anscheinend recht konstante Zone von knollig-wulstartig verwit- 
ternden Mergeln in Norddalmatien nur mit Spuren, in Istrien dagegen 
mit reichlichen Resten von Krabben (Staches Krabbenschichten), die 
sich vielfach als zur Zementerzeugung recht geeignet erwiesen ?).: 

Diese Knollen(Krabben)mergel bilden einen Übergang 
der kalkigen in die mergeligsandige Schichtgruppe. Infolge der 
chemischen Zusammensetzung mehr zur oberen Gruppe neigend, 
schließen sie sich anderseits landschaftlich, oft auch petrographisch 
mehr an die untere Gruppe an. Die zumeist nur wenige Schritte be- 
tragende Mächtigkeit, die von einer eigenen Ausscheidung dieser 
schmalen Gesteinszone Abstand nehmen läßt, bedingt auch, daß es 
für das Kartenbild von geringer Bedeutung ist, ob diese Knollen- 


!) In ihrer vergleichenden Studie „Sur la nomenclature terr. sedim.* (Bull. 
soc. g&olog. France 1893 pag. 475) stellen Munier-Chalmas und Lapparent 
ohne nähere Darlegungen die „Schichten mit Nummulites laevigata Istriens sowie 
die Alveolinenschichten vom Monte Postale und der Umgebung von Triest“ ins 
untere Lutetien, alle übrigen Schichten mit Nummulites perforata, complanata und 
Assilina ins mittlere oder obere Lutetien. Der Kosinakalk wird gleichfalls größten- 
teils als untereocän aufgefasst, also im ganzen eine Auffassung, die von derjenigen, 
zu welcher ich gelangte, nicht sehr verschieden ist. 

?) Vgl. Kerner, Erläut. z. geol. Karte Sebenico—Trau. Wien 1902, pag. 28. 

217 


164 R. J. Schubert. [12] 


mergel noch mit den Kalken oder schon mit den Mergeln vereint 
werden. 

Die auf den Knollenmergel folgenden weichen, gelblichen 
bis bläulichen, anscheinend fossilleeren Mergel stellen 
Absätze tiefer Meere vor, stellenweise wie bei Zara und Albona in 
der Fazies von Globigerinenschlick !), stellenweise (Banjevac, Lavsa, 
Zara) mit Ölavulina Szaboi Hantken, dieser bis vor kurzem für einen 
obereocän-unteroligocänen Schichtenkomplex so bezeichnend gehaltenen 
Foraminiferenart. Die Mergel Südistriens und Norddalmatiens sind 
in ihrer Lagerung zwischen dem Hauptnummulitenkalke und den im 
folgenden zu besprechenden, gleichfalls noch mitteleocänen fossil- 
führenden Kalksandsteinen und sandigen Mergeln sicher mitteleocän 
und es scheint mir beachtenswert, daß diese küstenländische Fazies 
von Tiefseemergeln im Vicentinischen, soviel bisher bekannt ist, erst 
im Obereocän und Unteroligocän auftritt. 

Gegen das Innere Norddalmatiens (gegen das Verbreitungs- 
gebiet der Prominaschichten) zu sind jedoch bereits diese tiefsten 
Mergel sandig, fehlen auch anscheinend im Zermanjabereiche großen- 
teils, so daß sich unschwer erkennen läßt, daß die nach dem Absatze 
des Hauptnummulitenkalkes entstandene Tiefsee sich vorwiegend im 
Absatzbereiche des heutigen norddalmatinischen Küsten- und Insel- 
sebietes, sowie Südistriens befand. 

Die Tiefseemergel gehen nach oben zu in sandige Mergel 
und lockere bis feste Kalksandsteine über und hier stellen 
sich jene ziemlich reichen Faunen ein, die im folgenden Gegenstand 
näherer Ausführungen sein sollen. Ich will zunächst eine von mir selbst 
vor zwei Jahren in Kasic bei Smil&ic aufgesammelte Fauna besprechen, 
da diese aus wenigen unmittelbar übereinander folgenden Sandstein- 
bänken stammt, so daß die Fauna sicher einheitlich ist, sodann die 
südöstlich gelegenen Lokalitäten Ostrovica, Dubravica, Vaceiane und 
die quarnerischen, kroatischen und istrischen Fossilfundstellen dieses 
Niveaus und zum Schluß die stratigraphischen Verhältnisse des 
Foeäns von Spalato, Metkovic und des benachbarten Teiles der 
Herzegowina streifen. 


Kasi6 (bei Smilcic). 

Bevor ich auf die Fauna von Kasic@ näher eingehe, möchte ich 
Herrn Dr. P. Oppenheim für seine Unterstützung danken, die er 
mir bei der Bestimmung der Fossilien dieser Lokalität zuteil werden 
ließ, sowie Herrn Prof. Vinassa de Regny für einige freundliche 
Auskünfte betrefis Arca roncana Vin. 

Uber die Lagerungsverhältnisse bei KasicC habe ich bereits (Ver- 


handl. d. K. k. geol. R.-A. 1903, pag. 279, 280) mitgeteilt, so viel mir 
bekannt war. In diesem stark gestörten Gebiete ?) läßt sich vornehmlich 


!) Vgl. meine diesbezüglichen Ausführungen in Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 
1902, pag. 267, 1904, pag, 115, 326, 336 über die Mergel von Barjevac, Zara, 
Lavsa, Albona. 

°®) Vgl. R. J. Schubert. Das Verbreitungsgebiet der Prominaschichten. 
Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1904, Heft 3—4. 


! 
h 
2 
3 


[13] Zur Stratigraphie des istrisch-norddalmatinischen Mitteleocäns. 165 


durch die Berücksichtigung der stratigraphischen Verhältnisse bei 
Islam sowie südöstlich Benkovac als so gut wie sicher annehmen, dab 
die Fossilien in den oberen Lagen der sandigen Mergel, beziehungs- 
weise Kalksandsteine vorkommen. Die Fundstellen sind an dem von 
Kovatevie (Kasi)—Kozul nach Smildie führenden Fahrwege. 


Folgende sind die hauptsächlichsten von mir dortselbst gefundenen 
Fossilien !): 


Placopsilina cenomana Orb. 
Orbitolites complanata Lam. 
Orbitoides (Orthophragmina) Pratti Mich. 
ephippium Schloth. 
cf. aspera Gümb. 
dispansa Sow. 
stella Gümb. 
Nummulites (Gümbelia) perforata Orb. 
lucasana Defr. 
(Par onaea) complanata Lam. 
striata Orb. 
contorta Desh. 
Gizehensis Ehr. 
(Assilina) granulosa Arch. 
® = mamillata Arch. 
Serpula spirulaea Lam. 
Heliopora Bellardii Haime. ME.—Ol. 
Oyelolites rhomboideus Oppenh. ME. 
Pattalophyllia af. dalmatina Opp. ME. 
Rhabdophyllia fallax Oppenh. ME. 
granulosa var. pachytheca Oppenh. ME. 

Columnastraea Caillaudi Mich. MB. 
Hydnophyllia sp. 
Poroeidaris Schmiedeli Münst. R., I., ME., Ol. 
Ostrea cf. supranummulitica Zittel. ME.—OR. 
Vulsella elongata Schaur. ME.?, Ol. 

e deperdita L. var. erispata. ME. 
Avicula af. trigonata Lam. ME. 
Pecten Venetorum Opp. ME. 

„sp. nov. aff. Venetorum Opp. 

„. .corneus Sow. ME., OE., Ol. 

„. af. subcorneus Arch. ME.? 
Lithodomus aff. cordatus Lam. ME. 

5 sp. nov. 

Arca Ristorüi Vinassa de Reg. R., 1. 
aff. roncana Vin. R. 
aff. interposita Desh. ME. 
„ af. granulosa Desh. ME. 
Cardium gratum Defr. ME., OE. 


» n 
” ” 
” ” 


” 


” ” 


„ ” 


” 


n 
$)] 


1) P.—= Monte Postale, I.=larione, R.—Ronca, ME. — Mitteleocän, OR. = 
Öbercocän, Ol. = Oligocän. 


166 R. J. Schubert. [14] 


Lithocardium sp. nov. ind. 

Solen cf. proximus Desh. ME., OF. 

Corbula exarata Desh. var. R. 

Velates Schmidelianus Chemn. ME.—Ol. 

Scalaria Lamarcki Desh. ME. 

Natica cepacea Lam. ME.—OE.? 

sigaretina Lam. ME. 

cf. incompleta Zittel. ME.—OE. 

Diastoma costellatum Lam. ME., Ol. 

Cerithium lamellosum Brug. RK. I, ME., OE. 
“ palaeochroma Bayan. P., ME. 

Terebellum cf. fusiforme Lam. ME., OE. 
: cf. sopitum Sol. ME., OE. 


Conus semicoronatus Menegh. R. 


” 


Wie aus den Nummuliten bereits erhellt, liegt in der Fauna von 
Kasi&E eine ausgesprochen mitteleocäne Fauna vor. Die Mollusken 
und übrigen Fossilreste lassen dies gleichfalls erkennen, wenngleich 
ein großer Teil derselben auch aus jüngeren Schichten bekannt ist. 
Allerdings sind mehrfach Beziehungen zu Ronca vorhanden und da 
ja neuerdings diese Lokalität von manchen bereits ins Obereocän 
gestellt wird, könnte man vielleicht auch für Kasic und die übrigen 
istro-dalmatinischen Lokalitäten dieses stratigraphischen Niveaus schon 
ein obereocänes Alter anzunehmen geneigt sein. Mir scheint die ganze 
Faunengesellschaft und vor allen die noch reichlich vorhandenen 
Gümbelien vom Perforata-Typus mit völliger Sicherheit noch für ein 
mitteleocänes Alter der Faunen von Kasic, Ostrovica ete. zu sprechen. 


Ostrovica. 


Bereits im XVIII. Jahrhundert war der Fossilreichtum dieser 
Lokalität dem Abbate Alberto Fortis bekannt, der 1776 zahlreiche 
Pfennigsteine „sowohl von der gemeinen Gattung mit verborgenen 
Windungen (Nummulites s. str.) als von der seltenen mit sichtbaren“ 
(Assilina) „einen sehr schönen Chamiten, viel röhrigte Steinkorallen, 
übel zugerichtete afrikanische Echiniten, verschiedene einschalige 
Muscheln, besonders Cochliten und glatte Buceiniten sowie eine fremde 
Gattung von Steinschwämmen“ (nach der Beschreibung wahrscheinlich 
Cyclolites) erwähnt. 

Auch Stache und Oppenheim war dieses Fossilvorkommen 
bekannt, doch erst in neuester Zeit wurde die reiche Korallen-, 
Echiniden- und Molluskenfauna von ÖOstrovica von Dr. G. Dainelli 
zu Gegenstande eingehenden Studiums gemacht und beschrieben ?). 
Auch ich konnte gelegentlich der geologischen Aufnahmen Versteine- 
rungen in der Umgebung von Ostrovica aufsammeln, allerdings keines- 
wegs so viel wie Dainelli. Ich muß mich daher darauf beschränken, 
die reiche von Dainelli veröffentlichte Fauna mit unwesentlichen 


1), Rendiconti acc. lincei Roma 1904, XIII, pag. 277 u. ff., and Palaeont. Italica 
1904, pag. 141. 


[15] Zur Stratigraphie des istrisch-norddalmatinischen Mitteleocäns. 167 


Änderungen mitzuteilen ?) und derselben eine Liste der häufigsten dort 
von mir gefundenen Orbitoiden und Nummulitiden voranzuschicken. 


Die Schichtfolge ist, abgesehen von lokalen, durch Störungen 
bedingten Ausnahmen, im wesentlichen von oben nach unten folgende: 


1. Konglomerate; 
2. Plattenmergel, in den untersten Lagen vielfach wenig plattig, 
mit Pflanzenresten ; 


3. sandige Mergel mit Orthophragminen oder Korallen und Gastro- 
poden (Velates etc.), auch Lagen, in denen Orthophragminen, 
Nummulites perforata und complanata sowie Korallen gemischt 
vorkommen; 

blaue und gelbe, knollige, meist verdrückte Mergel mit Num- 
mulites perforata; 

weiche Mergel mit härteren Kalksandsteinbänken, auch ver- 
einzelten Geröllen und Fossilien; 

Plattenmergel, meist versteinerungslos; 

Kalksandsteine, beziehungsweise Breccien; 

weiche helle Mergel mit härteren Mergel- und Kalksandstein- 
bänken. 


ae 


1. und 2. gehören offenbar bereits dem Komplex der Promina- 
schichten an, 3.—8. dagegen dem oberen Mitteleocän. Die Kalkreihe 
des Mitteleocäns tritt bei Ostrovica nicht zutage, erst viel weiter 
südlich in Kerkovic und VukSic. Schichtgruppe 3 gehören die haupt- 
sächlichsten Fossilfundstellen an, und zwar, soviel mir bekannt ist, 
vornehmlich westlich und südlich der Ortschaft in dem Hügelzuge 
Lisane—Ponti di Bribir. 

Die soeben mitgeteilte Schichtfolge ist infolge der vielfachen » 
Störungen und Rutschungen in diesem Mergelterrain zwar nur auf 
Grund mehrfacher Begehungen kombiniert und nicht eine durchweg 
sofort ersichtliche, gleichwohl erscheint es mir völlig sicher, daß 
die Fossilfundstellen dem oberen und obersten Mitteleocän und nicht 
dem tieferen Mitteleocän vom Monte Bolcaalter angehören. Sollten in 
der Fauna der Umgebung von Ostrovica tatsächlich nur aufs untere 
Eocän beschränkte Formen vorkommen, so wäre eher an Ein- 
schwemmung von älteren Typen in den Konglomeraten als an einen 
älteren Kalkaufbruch zu denken. 


Folgende Formen kann ich bisher anführen, die aus dem Mittel- 
eocän von Ostrovica bekannt sind: 


Orthophragmina (Orbitoides) Pratti Mich. 
E £ ephippium Schloth. 
n a cf. tenella Gümb. 


!) Da jedoch Herrn Dainelli nicht nur selbstgesammeltes Material vorlag, 
können manche jüngere Typen bereits aus den in der Umgebung von Ostrovica 
anstehenden gleichfalls fossilführenden Prominamergeln stammen. Ich weiß aus 
eigener Erfahrung, wie wenig die Umwohner diese beiden Fossilniveaux aus- 
einanderzuhaiten wissen. 


168 


R. J. Schubert. [16] 


Orthophragmina (Orbitoides) stellata Arch. 
stella Gümb. 


n ”» 
» 5 patellaris Schloth. 
„ a variecostata Gümb. 


, 5 dispansa Sow. 
Orbitolites complanata Lam. 
Opereulina granulosa Leym. 
Nummulites (Gümbelia) perforata Orb. 

e lucasana Defr. 
(Paronaea) Tehihatcheffi Arch. 
complanata Lam. 
Gizehensis Ehr. 
y (Assilina) ewponens Sow. 

5 E mamillata Arch. 
Heliopora Bellardii Haime. 
Oyclolites rhomboideus Opp. 

Perezi Haime 
Trochoseris Nuthrithii Dain. 
Cycloseris efr. Vinassai Opp. 
Turbinoseris dubravicensis Opp. 

a Pironai Ach. 
Oyathoseris dinarica Opp. 
Pironastraea discoides Ach. 
Siderastraea funesta Brongniart. 
Leptoseris Meneghinii Dain. 
Cireophyllia gibba Oppenheim 
Pattalophyllia cyclolitoides Bellardi 
Rhabdophylliz fallax Opp. 
Colpophyllia flexuosa Ach. 

5 cf. Taramellii Ach. 
Heliastraea friulana Oppenh. 
Trochosmilia Cocchü Ach. 

R alpina Mich. 

Phyllosmilia calyculata Ach. 
Parasmilia cornuta Haime 
Stephanosmilia Achiardü Oppenl.? 
Barysmilia vicentina Ach. 
Columnastraea Caillaudi Mich. 
Astrocoenia cf. spongilla Oppenh. 
Stylophora distans Leym. 
Trochocyathus Taramellü Ach. 
Millepora cf. dalmatina Oppenh. 
Porocidaris Schmiedeli Münst, 
Micropsis Stachei Bittn. 
Leiopedina Tallavignesi Cott. 
Schizaster globulus Dames? 
Macropmeustes brissoides Leske? 
Trachypatagus Meneghinii Desor 
Euspatangus formosus De Loriol 
Ostrea cf. supranummnlitica Zitt. 


” » 


[17] Zur Stratigraphie des istrisch-norddalmatinischen Mitteleocäns. 169 


Anomia tenwistriata Desh. 
Spondylus cf. multistriatus Desh. 
Radula Katuliei Dain. 
Chlamys Venetorum Oppenh. 

n cf. plebeia Lam. 

N dalmatina Dain. 
Septifer Eurydices Bayan. 
Pachyperna Oppenheimi Dain. 
Arca biangula Lam. 
cf. Perezi Bell. 

Oobellii Vinassa 
„  scabrosa Nyst. 
„ cf. Gottardi Vinassa 
„cf. filigrana Desh. 
granulosa Desh. 
Cardita cfr. Baziniformis Oppenh. 
Crassatella Stachei Dain. 
Chama dissimilis Bronn. 
Azxinus cf. Brongniarti Desh. 
Lucina callosa Lam. 

J Ülyrica Oppenh. 

4 Escheri Mayer 

»„ .. mutabilis Lam. 

» gigantea Desh. 

„  eegans Defr. 

»„ . hermonvillensis Desh. 

x saxorum Lam. 

Brusinae Dain. 
Corbis lamellosa Lam. 
Cardium Rouaulti Bell. 


y Massalongoi Dain. 
e gratum Defr. 
x cf. porulosum Sol. 


R cf. gigas Defr. 


Lanzae Dain. 


e obliguum Lam. 

G ostrovicense Dain. 

\ polyptychum Bayan. 
s Partschi Dain. 


Gasperinii Dain. 
semistriatum Desh. 
rhachitis Desh. 
Marchesettii Dain. 
Bittneri Dain. 

© yrena sirena Brong. 

Tellina patellaris Lam. 

»  Martellii Dain. 
Solen plagiaulax Cossm. 
Pholadomya Puschi Goldf. 
2 cf. margaritacea Sow. 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (R. J. Schubert.) 22 


170 


RR. I. Schubert. N. 


Thracia Fortisi Dain. 
Oorbula exarata Desh. 
Teredo Tournali Leym. 
Dentalium grande Desh. 

cf. sulcatum Lam. 
Pleurotomaria dalmatina Dain. 
Phasianella cf. twrbinoides Lam. 
Liotia decipiens Bayan.? 
Postalia Stefanii Dain. 
Delphinula cf. scobina Brongn. 
Trochus Radimirii Dain. 
Trochus cf. semilaevigatus Greg. 

R Zignoi Bayan. 
Nerita pentastoma Desh. 

»„ ef.. mammaria Lam. 
Velates Schmidelianus Chemn. 
Solarium cf. bistriatum Desh. 
Scalaria cf. Lamarckiüi Desh. 

& Visianii Dain. 

F ostrovicensis Dain. 
Turritella asperula Brongn. 
Xenophora cf. umbilicaris Sol. 
Natica cepacea Lam. 
sigaretina Lam. 
patulina Mun. Chal. 

» Vulcani  Brongn. 

» parisiensis Orb. 

incompleta Zitt. 
Rissoina (Zebinella) bribirensis Dain. 
Diastoma costellatum Lam. 
Melanatria vulcanica Schloth.? 
Cerithium Verneuili Reu. 


r lamellosum Brug. 

> corvinum Brongn. 

„. .. Fontis-Felsinae Oppenh. 
5 gomphoceras Bayan.? 
2 Diaboli Brongn. 

Y Radimskyanum Dain. 
a Ohaperi Bayan. 

- Lachesis Bayan. 

N af. cornucopiae Sow. 
! Vicentinum Bayan. 

x Ovijiäi Dain. 

= coracinum Oppenh. 

n vacianense Dain. 

5 pentagonatum Schloth. 
; Vulcani Brongn.. 

x corrugatum Brongn. 
: tristriatrum Lam. 


a lemniscatum Brongn. 


[19] Zur Stratigraphie des istrisch-norddalmatinischen Mitteleocäns. 171 


Cerithium Dal Lagonis Oppenh. 
= Östrovicense Dain. 

Strombus Tournoueri Bayan. 

Terebellum fusiforme Lam. 

ji sopitum Sol. 

h plieiferum Bayan. 
kostellaria erucis Bayan. 
Oypraea corbuloides Bell. 

A Proserpinae Bayan. 
A elegans Defr. 
Voluta Bezangonii Bayan. 


Dubravica (nördlich Scardona). 


Von dieser Lokalität gab zuerst Oppenheim!) Fossilbe- 
schreibungen, und zwar überwiegend von Korallen. Auch die im 
Museum der k. k. geologischen Reichsanstalt befindlichen von Dubravica 
stammenden Versteinerungen sind zumeist Korallen, so daß ich der 
im folgenden wiedergegebenen Oppenheimschen Fossilliste lediglich 
drei weitere Nummulitenarten (N. perforata, exponens, mamillata) hinzu- 
fügen kann, die gleichfalls dort stellenweise reichlich vorhanden sind. 


Schon die Nummuliten sprechen für die Zugehörigkeit dieser 
Lokalität zum oberen Mitteleocän und Herr Dr. von Kerner be- 
stätigte mir auch dies. Auch Oppenheim parallelisierte Dubravica 
mit S. Giovanni Ilarione, war aber geneigt, Ostrovica tiefer (Monte 
Postale) zu stellen. Gleichwohl läßt, abgesehen von den im vorste- 
henden erörterten stratigraphischen und faunistischen Gründen, auch 
ein Vergleich der Korallenfaunen von Dubravica und Ostrovica als 
ziemlich sicher annehmen, daß Dubravica ebenso wie Ostrovica und 
‚Kasic ins obere Mitteleocän gehört. 


Folgende Formen sind bisher aus dem Mitteleocän aus Dubravica 
bekannt: 
Assilina exponens Sow. 
x mamillata Arch, 
Nummulites perforata Orb. 


Nummulites Lucasana Defr. (nach Oppenheim 
in den korallenführenden Bänken sehr häufig) 


Millepora dalmatina Oppenh. 
Heliopora Bellardii Haime 
Oyclolites rhomboideus Oppenh. 
Öyathoseris dinarica Oppenh. 

2 cf. formosa Ach. 
Leptoseris (?) raristella Opp. 
Turbinoseris dubravicensis Opp. 

gr Pironai Ach. 


1) Über einige alttertiäre Faunen der österreichisch-ungarischen Monarchie. 1901. 
22* 


IND R. J. Schubert. [20] 


Barysmilia dalmatina Opp. 
Placosmilia lata Ach. 
Phyllosmilia calyculata Ach. 
Circophyllia gibba Opp. 
Pattalophyllia cyelolitoides Bell. 
R dalmatina Oppenh. 
Astrocoenia Hoernesi Opp. 
Turritella trempina Carez 
Natica incompleta Zitt. 
Cerithium praebidentatum Opp. 
$ coracinum Opp. 


Vacciane. 


Weniger sicher und einheitlich scheinen die wenigen aus 
Vacciane (nordnordwestlich Scardona) bekannt gewordenen Fossilien 
zu sein. Oppenheim beschreibt Pholodomya Puschi Goldf., Thracia 
Hoernesi Opp., Velates Schmidelianus Ohemn.;, im Museum der k. K. geo- 
logischen Reichsanstalt liegt nebst anderen verdrückten Fossilresten 
ein sehr guter Steinkern von Solen plagiaulax Cossm. Während die 
beiden ersten Formen auf jüngere Mergel hindeuten, scheinen die 
beiden letzteren aus mitteleocänen Schichten zu stammen. Die 
Kernersche geologische Spezialkarte (Kistanje—Drnis) läßt bei 
Vaceiane obere Nummulitenschichten (oberes Mitteleocän) und Pro- 
minaschichten erkennen. Es wird sich daher mit den als von dieser 
Lokalität stammenden Formen ähnlich verhalten wie bei Ostrovica, 
wo auch mitteleocäne und jüngere (gegen LiSane) Mergel fossilführend 
entwickelt sind, so daß von nichtkundigen Sammlern die verschieden- 
altrigen Fossilien nur als von jener Lokalität stammend weiter- 
verbreitet werden. 


Benkovac. 


Zwischen Ostrovica uud Kasi@ führen die mergeligen Sandsteine 
des oberen Mitteleocäns an mehreren Stellen Fossilien, allerdings 
meist Steinkerne und noch dazu verdrückt. So südöstlich Benkovac 
an der Straße nach Ponti di Bribir (südlich Podvornice), woselbst ich 
Porocidaris Schmideli, Velates Schmidelianus, Pecten Venetorum Opp.; 
Vulsella elongata, außerdem Orbitolites complanata und zahlreiche Num- 
muliten (zumeist Gümbelien) und Orthophragminen nebst verquetschten 
Gastropodensteinkernen fand (ef. Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1903, 
pag. 279). 


Islıam—-Radovin. 


Die Lagerungsverhältnisse dieser Mergel sind besonders in der 
Mulde von Islam—Radovin schön zu beobachten. Ich teile im 
folgenden hier nochmals die zum Teil (1903, 1. c. pag. 279) gegebene 
Schichtfolge mit: 


[21] Zur Stratigraphie des istrisch-norddalmatinischen Mitteleocäns. 173 


(Oben.) 
Mächtige harte, hier fast fossilleere Kalksandsteine 
Nummulitenmergel mit 


Nummmulites perforata Orb. s. h. 
h lucasana Defr. s. h. 
Assilina exponens Sow. h. 


A mamillata Arch. h. 
Orthophragmina cf. tenella Gümb. s. s. 
r ephippium Schloth. -s. 


n dispansa Bow. 8. 8. 
5 stella Gümb. Ss. S. 
Serpula spirulaea S. 


dünne Konglomeratbänke 

weiche, mit Quartär überdeckte Mergel 

wenig mächtige Bänke von plattigen Kalksandsteinen 

blaue und gelbe, zum Teil griffelförmig abgesonderte Mergel 
(mit Mikrofauna). 

Knollenmergel und Hauptnummulitenkalk. 


(Unten.) 


Gastropoden, Korallen und Bivalven wie bei Kasid, Ostrovica 
sind hier zwar nur sehr spärlich, doch ist es ziemlich sicher, daß 
diese obersten Kalksandsteine, wenn sie nicht gleichaltrig, so doch 
um sehr wenig älter sind als diejenigen, welche an den oben be- 
sprochenen Lokalitäten die reichen Faunen einschließen. 


Insel Arbe. 


Ganz ähnlich sind diese mitteleocänen Mergel weiter im Nord- 
westen auf der Insel Arbe ausgebildet, wie die neuerlichen Unter- 
suchungen und Aufnahmsarbeiten von Dr. L. Waagen klarlegten. 
In den Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1904, pag. 285 beschreibt Waagen 
die Schichtfolge folgendermaßen: „Den Alveolinen-Nummulitenkalken 
sind zunächst ziemlich bröcklige (weiche) Mergel angelagert, welchen 
häufig dünne Sandsteinbänke (die Kalkmergel Radimskys) eingeschaltet 
werden. Nach oben nehmen diese Sandsteine zu sowohl an Zahl als 
. an Mächtigkeit — man sieht Bänke bis zu 1m Dicke — wodurch 
die Mergel fast vollständig verdrängt werden. Die noch höheren 
Mergel sind nur an wenigen Stellen erhalten.“ 

Auch hier an den jetzt Arbe aufbauenden Schichten ist also 
eine ausgesprochene Vertiefung des mitteleocänen Meeres nach dem 
Absatze der Hauptnummulitenkalke wahrnehmbar. Denn ich glaube, 
daß eine mikroskopische Untersuchung der tieferen bröckligen, weichen 
Mergel sicher gleichwie in Südistrien und Norddalmatien auch auf 
Arbe eine reiche Mikrofauna erkennen lassen wird. 

Die oberen Sandsteine sind reich an Nummuliten und werden 
an einer Stelle, soviel bisher bekannt ist, von Mergeln mit Kohlen- 
spuren überlagert, die vom Alter und der Fazies der Prominaschichten 
sein dürften (cf. Waagen, 1. c. 1904, pag. 286 und ff.). 


174 R. J. Schubert. [22] 


Insel Veglia. 


Etwas anders liegen die Verhältnisse auf der Insel Veglia. 
Das Eocän dieser Insel gliederte Stache!) folgendermaßen: 


«) Nummulitenführende Kalkgruppe (untere Schichten- 
gruppe): 
1. Boreliskalke, 
2. Hauptnummulitenkalk. 


ß) Gruppe der Konglomerate und Sandsteine (obere 
Schichtengruppe): 


3. Versteinerungsreiche konglomeratische und mergeligsandige 
Schichten. 


4. Versteinerungsarme oder leere Sandsteine und Mergel 
(der eigentliche Flysch oder Macigno und Tassello?). 


Die untere kalkige Schichtengruppe entspricht ganz dem Haupt- 
alveolinen- (bezw. Imperforaten-) und Hauptnummulitenkalke Nord- 
dalmatiens. Auch die Angabe Staches, daß der erstere etwa ?/, der 
ganzen Mächtigkeit dieses Kalkes betrage, paßt für Norddalmatien. 
Ebenso stimmen noch die unteren Teile der zweiten Schichtengruppe, 
da Stache bereits (l. ec. pag. 262) anführt, daß auf die Kalke zu- 
nächst eine normale Zone von (an makroskopischen ?) Versteinerungen 
sehr armen bläulichen tonigsandigen Kalkmergeln folgt und dann 
erst ein Wechsel von bald mehr mergeligen, bald mehr sandigen 
Schichten mit konglomeratischen Bänken und festeren Sandsteinen. 
Diese sind nun auch hier, gleichwie bei Kasic, Ostrovica, Dubravica 
u. a. die Fundstellen zahlloser Nummuliten und stellenweise auch 
höher organisierter Fossilien, namentlich Gastropoden, Bivalven und 
Korallen. Von den ersteren führte bereits L. Waagen 1902) einige 
Arten an, so von Sv. Duh: 


Nummnulites Lucasana var. obsoleta Harp. 
4 perforata var. obesa Leym. 
$ (Assilina) exponens Sow. 
5 h cf. suberponens Opp. 


und eine nahe verwandte Faunula von „westlich vom Jezero*, 
daneben von Orbitoiden Orthophragmina dispansa und ephippium. 


Bei den Nummuliten ist auffallend, daß, obgleich hier typisch 
mitteleocäne Formen vorliegen, dieselben jedoch weitaus nicht so 
sroßen Typen des Nummulites perforata angehören wie die dalmati- 
nischen Formen im gleichen Niveau, wie ich mich selbst überzeugen 
konnte. Es liegt nahe, das Vorkommen dieser gleichsam eine. Hunger- 


y Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1867, pag. 258, 259. 

°) Ibidem pag. 264. 

») Nach meinen Untersuchungen der norddalmatinischen und südistrischen 
faziell gleichen Mergel dieses Niveaus, dürften auch diese Mergel von Veglia reich 
an mikroskopischen Organismen, besonders Foraminiferen sein. 

*) Verhandl. geol. R.-A., pag. 72. 


[23] Zur Stratigraphie des istrisch-norddalmatinischen Mitteleocäns. 175 


rasse von N. perforata darstellenden, auf Veglia vorkommenden 
Form mit der gleich zu besprechenden faziellen Verschiedenheit eines 
Teiles der oberen Schichtgruppe der Insel Veglia von den gleich- 
altrigen norddalmatinischen Schichten in Verbindung zu bringen. Die 
Schichten der fossilreichsten Lokalität Murvenica. (Porto Paschiek 
nach Stache) liegen zwar, wie L. Waagens Detailaufnahme 
darleste, transgressiv auf der Kreide, doch kann nach den Fossil- 
vorkommen im Bescatale kein Zweifel darüber herrschen, daß die 
Lokalitäten Murvenica und „Bescatal“ als gleichaltrig mit Kasic und 
Östrovica bezeichnet werden können. Auffallend ist nun die Nr. 4 
der Stacheschen Schichtreihe: Der „eigentliche Flysch“, der nach 
Stache über den fossilreichen Schichten lagert und daher an- 
scheinend obereocän ist. Nach den Neuaufnahmen von L. Waagen 
liegen die Verhältnisse jedoch etwas anders. Wie dieser bereits in 
seinen Reiseberichten über Veglia mitteilte und mir ausführlich dar- 
legte, ist auf Veglia eigentlich kein ausscheidbarer Flyschkomplex 
vorhanden. Denn besonders zwischen Dobrigno und Besca nuova sind 
den Mergeln der Stacheschen Gruppe Nr. 3 in wechselnder Mäch- 
tigkeit und Zahl Flyschbänke eingelagert, d.i. Bänke glimmeriger Sand- 
steine, die im Habitus recht gut mit dem istrischen Flysch überein- 
stimmen. Streckenweise sind die Schichtflächen solcher härterer 
Flyschbänke besonders bei flacherer Lagerung auf größere Entfer- 
nungen bloßgelegt und erwecken dann den Anschein, als wenn es 
sich um einheitlichere Flyschvorkommen handle. In den Schluchten, 
besonders des Bescatales, sieht man jedoch deutlich eine mehr- bis 
vielfache Wechsellagerung von Mergel- und Flyschbänken mit einge- 
streuten Nummuliten, Bivalven und Gastropoden, die deutlich erkennen 
lassen, daß hier dasselbe Niveau wie von Sv. Duh und das vielleicht 
etwas jüngere von Murvenica zu suchen ist. 

Die Flyschbänke der Insel Veglia gehören daher im wesent- 
lichen noch ins obere Mitteleocän und sind zeitlich nicht von den 
versteinerungsreichen Schichten dieser Insel. verschieden. 

Von den fossilreichen Lokalitäten dieser Insel ist besonders 
hervorzuheben das Valle Murvenica (östlich Dobrigno, an der Ost- 
küste von Veglia). 

Die Lokalität, von der die folgenden Fossilien stammen, ist die 
gleiche, welche Stache!) als „Umgebung der Ruine Paschiek und 
des Val Stipana“, auch kurz Porto Paschiek bezeichnete. Wie die 
Neuaufnahme der Insel Veglia durch Dr. L. Waagen klarlegte ?) 
befindet sich das fossilführende Mitteleocän, von dem Stache (l. c.) 
die Liste angab, am Südrande des Valle Murvenica und nicht des 
Valle Pasjak, zum geringeren Teil auch des Valle Vodica. An der 
ersteren Lokalität ist eine kleine Partie des oberen Mitteleocäns nach 
Waagens Angaben in eine Mulde der oberen Kreide ein- und 
dieser direkt aufgelagert. 

Die Umänderung des Lokalitätsnamens „Paschiek“ in Murvenica, 
wie sie bereits Waagen vorschlug, scheint mir, abgesehen von der 


!) Jahrb. k.k. geol. R.-A. 1867, pag. 263. 
?) Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1902, pag. 223. 


176 R. J. Schubert. [24] 


topographischen Richtigstellung, auch insofern erforderlich, als der 
Name Pasjak auf der Spezialkarte (1:75.000) nicht eingetragen und 
nach Waagens Angaben auch im Volke wenig bekannt ist. 

Im folgenden gebe ich eine Liste von für Murvenica bezeich- 
nenden Fossilien. Es sind zum größten Teile solche, die bereits 
Stache vorlagen und bei seiner Liste vom „Porto Paschiek“ benutzt 
wurden. Außerdem sammelte Waagen gelegentlich seiner geolo- 
gischen Aufnahme auf Veglia Fossilien auf, die in der folgenden 
Liste zum Teil mitberücksichtigt sind. Die Bestimmungen, beziehungs- 
weise Revisionen wurden von Kollegen Waagen und mir gemeinsam 
durchgeführt und ich bin ihm dankbar, daB er mir erlaubt, seinen 
beabsichtigten ausführlichen Mitteilungen über Veglia vorzugreifen. 


Ostrea af. Martinsi Arch. 
Spondylus rarispina Desh. 

; radula Lam. 
Cardita angusticostata Desh. 
Chama cf. calcarata Lam. 
Lucina corbarica Leym. 

„ef. depressa Desh. 

„af. Cuvieri Bayan. 
Corbis lamellosa Lamk. 

: af. lamellosa Lam. 
Corbula exarata Desh. var. 

„.. gallica Desh. 

„af. gallicula Desh. 

» ef. anatina Lam. 
Delphinula lima Lam. 
Turbo? af. scobina Brong. 
Velates Schmidelianus Chemn. 
Turritella carinifera Desh. 

e imbricataria Lam. 

R N var. 
Cassis af. harpaeformis Lam. 
Uypraea elegans Defr. 
Voluta af. subspinosa (Bezangoni) 


„.  erenulata Lam. 
Cerithium (Campanile) af. cornucopiae Bow. 
} af. mutabile Lam. 


r aequistriatum Desh. 


Mit Ausnahme zweier Formen (Ostrea af. Martinsi und Turbo ? 
scobina), die für oligocäne Ablagerungen bezeichnend scheinen, liegen 
überwiegend mitteleocäne Arten vor, daneben auch solche, die auch 
ins Obereocän hinaufreichen. Und auch von den zwei erstgenannten 
Arten ist die Auster aus der Verwandtschaft der 0. Martinsi schmäler, 
als es sonst diese Form zu sein pflegt, so daß sich diese Form ganz 
gut mit dem mitteleocänen Charakter der übrigen Formen in Einklang 
bringen läßt. Auch die zweite übrigens nicht besonders günstig er- 
haltene Form, die von Brongniart aus Castelgomberto beschrieben 


[25] Zur Stratigraphie des istrisch-norddalmatinischen Mitteleocäns. 177 


wurde, dürfte auch in älteren Schichten vorkommen, da ja Dainelli 
Delphinula cfr. scobina Brong. aus Ostrovica anführt. 

Auch die übrigen von Stache (l. c. pag. 264) bereits aus der 
Umgebung von Dobrigno und aus dem Bescatale zitierten Formen 
stimmen großenteils mit der Fauna von Murvenica überein und passen 
recht gut in den Rahmen einer Fauna des oberen Mitteleocäns. 

Die Unterschiede, die zwischen den Faunen von Veglia und 
denen Norddalmatiens herrschen, sind wohl ohne Zwang auf die 
bereits in den Absätzen klar erkenntlichen Verschiedenheiten der 
physikalischen Beschaffenheit während der Zeit des obersten Mittel- 
eocäns zurückführbar. Veglia stellt in dieser Hinsicht einen Übergang 
zwischen dem oberen Mitteleocän Norddalmatiens und dem Flysch- 
bereiche Istriens dar. 


Istrien. 


Vom istrischen Eocän, und zwar von demjenigen der großen 
Doppelmulde von Triest—Pisino gab Stache bereits 18641!) folgende 
' Gliederung: 


«) Untere Schichtengruppe (Gruppe der Kalksteine): 
1. Cosinaschichten ; 
2. Milioliden- oder Foraminiferenkalke; 
3. Borelis- oder Alveolinenkalke; 
4. Nummulitenkalke. 


6) Obere Schichtengruppe (sandigmergelige Gruppe): 
5. Petrefaktenreiche Mergel und Konglomerate: 
«) Krabbenmergel, 
b) lose Mergel mit harten Bänken wechselnd, fossilreich ; 


6. petrefaktenarme Sandsteine und Mergel (Macigno und 
Tassello im engeren Sinne). 


Mit Ausnahme der unteren zwei Schichtglieder finden wir hier 
dieselbe Schichtfolge, wie sie Stache von Veglia gab. Aus Schichte 3, 
dem Borelis- oder Alveolinenkalke, stammen die Fossilien von Buje 
(Carsette und Sterna), die auf das mitteleocäne Alter des Alveolinen- 
kalkes so eindringlich hinweisen. 

Der Hauptnummulitenkalk ist gleich dem norddalmatinischen 
ausgebildet. Auf ihm lagern bläulichgraue, kalkige, teilweise knollig- 
wulstartig abgesonderte Mergelschiefer, die sich „an manchen Orten 
zu hydraulischem Zement zu eignen scheinen“. Wir haben in dieser 
nicht sehr mächtigen Schichte zweifellos das stratigraphische und petro- 
sraphische Äquivalent der nord- und mitteldalmatinischen Knollen- 
mergel vor uns. Stache hebt das konstante Auftreten von Krabben in 
diesen Schichten hervor, und zwar als am häufigsten Cancer punetulatus. 


1!) Dieses Jahrbuch, pag. 69 u. ff. 
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (R. J. Schubert.) 93 


178 R.:J: Schubert. [26] 


In Dalmatien ist diese Zone allerdings zumeist fossilleer, doch konnte- 
ich bei Orientierungstouren im Blatte Zara wahrnehmen, daß im 
Gebiete von Zara diese Mergelzone mächtiger ausgebildet ist als im 
übrigen Dalmatien und reich an Krabbenresten zu sein scheint. 

Auch die übrigen Mergel der Gruppe 5 weisen nach Staches, 
ausführlichen Beschreibungen eine ziemliche Ähnlichkeit mit .den 
norddalmatinischen Mergeln des oberen Mitteleocäns auf. Denn es ist 
„eine Reihe von loseren, mehr sandigen Mergeln, zum Teil mit 
Glaukonitkörnchen, welchen meist zunächst schmälere, bald aber auch 
zum Teil mehrere Klafter mächtige feste Bänke!) von kalkigen kon- 
glomeratischen Schichten zwischengelagert sind. Wie ich an Mergeln 
dieses Niveaus aus der Umgebung von Albona (Verhandl. d. k. k. geol. 
R.-A. 1904, pag. 336) nachweisen konnte, sind diese Gebilde stellen- 
weise reich an Mikroorganismen und stellen namentlich in den tieferen 
Partien Absätze eines tiefen Meeres dar, gleich manchen norddalmati- 
nischen, so daß auch noch diese tieferen Mergel faziell re gut 
mit denen Norddalmatiens übereinstimmen. 


In den öberen Lagen kommen die zum Teil reichen Eos 
vor, also in derselben Lagerung wie bei Kasic, Ostrovica etc., von 
denen ich im folgenden nach den Stacheschen Aufsammlungen eine 
Liste der bezeichnendsten anführe.. Wie ein Vergleich mit den 
zweifellos altersgleichen Fossilfaunen Norddalmatiens dartut, ist der 
Unterschied diesen gegenüber ein recht auffälliger, was wohl damit 
zusammenhängt, daß die Gewässer, in denen sich in der Folgezeit 
(Obereocän und Oligocän) die mächtigen Flyschmassen absetzten, bereits 
im oberen Parisien eine von den norddalmatinischen abweichende 
Beschaffenheit besaßen. Während sich die norddalmatinischen Faunen 
mehr an diejenigen des vicentinischen Eocäns anschließen, sind schon 
aus der im folgenden gegebenen Liste, sowohl was Gattungen als auch 
was Arten anbetrifit, auffällige Beziehungen der istrischen Mitteleocän- 
faunen mit denjenigen des nordalpinen Eocäns wahrzunehmen. 


Auffällig ist der große Reichtum an Echinodermen, der besonders 
von Taramelli und Bittner eingehend studiert wurde. Da diese 
Tierklasse an den norddalmatinischen Fossilfundstellen nur in ganz 
untergeordnetem Maße und überdies zumeist fragmentarisch vertreten 
ist, bringe ich in den folgenden Fossillisten vorwiegend Mollusken. 
Es ist wohl kein Zufall, daß die Seeigel im Spalatiner Miteleocän — 
abermals im Flyschbereiche — wieder eine reiche Entfaltung zeigen, 
während sie im norddalmatinischen Mitteleocän, wo die obereocänen 
und oligocänen Schichten in der Fazies der Prominaschichten aus- 
gebildet sind, so arm vertreten sind. 

Die 6. Gruppe — der Flysch — hat sich bisher so gut wie 
fossilleer erwiesen. Stache führt zwar ]. c. pag. 79 schlecht erhaltene 
Dikotyledonenblätter und Süßwasserschnecken an, spricht jedoch selbst 
Zweifel an der Zugehörigkeit derselben zu den Eocänschichten aus. 
Gleichwohl läßt die Lagerung des istrischen Flysches in der Doppel- 


') Die sich allerdings infolge ihrer mehr breceiösen und fiyschähnlichen 
petrographischen Beschaffenheit von den norddalmatinischen unterscheiden. 


[27] Zur Stratigraphie des istrisch-norddalmatinischen Mitteleocäns. 179 


mulde von Triest—Pisino über den fossilreichen Schichten des oberen 
Mitteleocäns mit ziemlicher Sicherheit auf die Zugehörigkeit desselben 
zum Obereocän-Oligocän schließen. 

Die folgende Liste ist im wesentlichen eine von Dr. L. Waagen 
und mir revidierte zusammengefaßte Wiedergabe der bereits von 
Stache 1864 (l. c.) angeführten Mollusken. Außerdem wurden einige 
von Oppenheim (Zeitschr. d. Deutschen geol. Gesellsch. 1899, 
pag. 48) von Pinguente beschriebenen Arten einbezogen und einige 
wenige neue Angaben hinzugefügt. Am reichsten scheint die Lokalität 
Nugla (Rozzo) bei Pinguente zu sein, doch ist der Erhaltungszustand 
zumeist ein solcher, daß wenig mit den Fossilresten anzufangen ist). 


Ostrea Brongniarti Bronn. P., G. 
Spondylus bifarius Schafh. N. 
var. N. 

n asperulus Münster. Pg. (Oppenh.) 

r Münsteri Gümb. Pg. (Oppenh.) 
Pecten Tehihatcheffi Arch. Pg. (Oppenh.) 
tripartitus Lam. G.? 
aff. subtripartitus Arch. P., N. 

„  squamiger Schafh. Pg. (Oppenh.) 

Lithodomus af. Deshayesi Lam. G. 
Neaera pisinensis Stache MC. 
Orassatella af. parisiensis Orb. N. 
cf. Anatina rugosa Bell. N. 

Teredo Tournali Leym. Gh., N., Pis. 

„ eineta?. Desh. MC., P. 
Pleurotomaria Deshayesi Bell. P., Gh., N. 
Velates Schmidelianus. P. 

Scalaria af. crispa Lam. N., MC. 

Xenophora umbilicaris Sol. Pis. 
e af. confusa Desh. P. 

Strombus giganteus Münst. P. 

Morio diadema Desh. (= Cassidaria carinata Lam.). 
N., Gh., MC. 

Oypraea af. inflata Lam. Gh. 

Voluta crenulata Lam. MC. 

Nautilus umbilicaris Desh. MC. 

. (Aturia) ziezac Sow. (lingulatus Desh.) MC., N. 
Serpula spirulaea Leym. N., G., Gh. 
subparisiensis Greg. (Oppenh.) Pe. 


» » ” 


” 


„ 


» 


!) G.=Galignana, Gh. = Gherdosella, MC. — Monte Canus, N. = Nugla, P. = 
Pedena, Pis.=Pisino, Pg. = Pinguente (Oppenheim). 
23* 


180 R. J. Schubert. [28] 


Außerdem sind besonders Seeigel häufig, die ich jedoch aus dem 
bereits erwähnten Grunde nicht anführe. Der Fossilreichtum ist 
besonders bei Nugla weitaus größer, als aus der obigen Fossilliste 
ersichtlich ist, doch macht der oft sehr schlechte Erhaltungszustand 
der vorliegenden Stücke eine nähere Bestimmung fast unmöglich. 
Auch Oppenheim spricht von einem „im großen und ganzen trost- 
iosen Zustande“. 


Kosavin (kroatisches Küstenland). 


Auch aus dem kroatischen Küstenlande ist seit 1884 fossilreiches 
Eocän bekannt, und zwar aus der Muldenzone von Novi am Östrande 
des Canale del Maltempo. Die im vorstehenden angeführte Fauna vom 
Valle della Murvenica stammt vom Westrande derselben Meerenge. 


Da auch die Fossilien der Lokalität Kosavin, wie schon Frauscher- 


annahm, dem oberen Mitteleocän angehören, so scheint es befremdlich, 
daß die Fossilien dieser Lokalität so stark von den übrigen küsten- 
ländischen, sowohl von den norddalmatinischen als auch von den 
istrischen, ja selbst von denen von Veglia abweichen. 


In Kosavin ist nach Frauschers Angaben !) folgende Schicht- 
folge zu beobachten (linke Reihe): 


Öbereocän vermutlich, Promina- 


Rotes, hartes Konglomerat konglomerat? 


Hellgraue Sandsteine mit zahlreichen 

Nummuliten . 

£ ö Höhere mitteleocäne Mergel und Sand- 

Dunkelgraue fossilreiche Sandsteine, ||steine; auch in KasiG und Ostrovica 

welche aber nach unten nahezu ver- || (nehmen die fossilführenden Schichten 
steinerungslos werden eine ähnliche Position ein 


Blaugraue Mergel 


Eocänkalk von gelblichweißer Hauptalveolinen = und = Nummuliten- 
Farbe kalk (unteres Mitteleocän) 
Kreidekalke Kreide | 


Aus obiger Parallelisierung ergibt sich also eine recht voll- 
ständige Übereinstimmung des kroatischen und norddalmatinischen 
Eocäns. Auch im kroatischen Küstenlande erfolgte nach dem Absatze 
der mitteleocänen Kalke eine ausgesprochene Vertiefung des Meeres 
(blaugrauer Mergel, das ist das Niveau, in dem ich in Norddalmatien 
durchweg reiche Mikrofaunen nachwies), sodann allmähliches Seichter- 
werden. Ob die harten roten Konglomerate tatsächlich Aquivalente der 
Prominaschichten darstellen, müssen weitere Untersuchungen ergeben; 


!) Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1884, pag. 58. 


ie = u 


[29] Zur Stratigraphie des istrisch-norddalmatinischen Mitteleocäns. 181 


unwahrscheinlich ist dies keineswegs, da mergelige Äquivalente der- 
selben ja neuerdings auf Arbe wahrscheinlich gemacht wurden !). 

Kürzlich wurde die Lokalität von de Stefani und Dainelli 
besucht und die Frauscherschen (Hireschen) Angaben über die 
Lagerungsverhältnisse bestätigt ?). 

Obgleich nun Kosavin und Kasid gleichaltrig sind, ist doch auf- 
fällig, ‘daß selbst die neue revidierte und erweiterte Fossilliste von 
Dainelli auch nur Velates Schmideliana gemeinsam mit Kasic hat, 
obgleich aus Kosavin bisher 70—80 Arten bekannt sind. Unter den 
etwa 2000 Stücken, die Frauscher untersuchte, waren 1200 Cerithien, 
die sich auf 14 Arten, und 400 Buceinen, die sich auf 5 Arten ver- 
teilen. Die Hauptmasse sind kleine Gastropoden, Bivalven sind spärlich, 
Korallen etwas zahlreicher. Daß diese anscheinend so große Ver- 
schiedenheit der Fauna von Kosavin den übrigen istro-dalmatinischen 
Mitteleocänfaunen gegenüber nicht lediglich durch eine Altersver- 
schiedenheit bedingt sein kann, wie dies Oppenheim in seiner 
vergleichenden Tabelle darstellte, indem er für Dubravica oberes 
Lutetien, für Kosavin Bartonien annahm, scheint mir nach der oben 
gegebenen stratigraphischen Vergleichung sicher zu sein. 


Schon die Nummulitenfauna, welche ganz in den Rahmen der 
sonst aus dem oberen Mitteleocän bekannten Faunen paßt, (Nummu- 
lites lucasana, striata, Assilina exponens, granulosa) spricht, abgesehen 
von den Lagerungsverhältnissen, gegen eine wesentliche Altersver- 
schiedenheit. 

Frauscher nennt die Fauna eine „Litoralfauna von ganz eigen- 
tümlicher Entwicklungsart“ (1. c. pag. 61). De Stefaniund Dainelli 
sprechen sich (l. ce. pag. 156) dahin aus, sie sei „di tipo salmastro“ 
also eine Brackwasserfauna. Doch scheint dagegen das Vorkommen 
von zahlreichen Nummuliten sowie von Korallen und Seeigeln 
(Frauscher führt zwölf Korallen- und eine Seeigelart an) zu sprechen, 
wenngleich ein Anklang an brackische Faunen nicht geleugnet werden 
kann. Mir scheint daher die von Frauscher ausgesprochene Ansicht 
viel plausibler, daß eine marine Küstenfauna vorliegt. Der von den 
italienischen Forschern hervorgehobene brackische Charakter der Gastro- 
poden scheint mir indessen nicht sowohl durch eine Biemengung von 
süßem Wasser, als vielmehr durch verwesende organische Substanzen 
bedingt. Denn Th. Fuchs hat schon 15723) darauf hingewiesen, daß 
größere Massen von in Fäulnis übergehenden Tangen oder anderen 
Organismen die Ansiedlung einer Fauna von brackischem Charakter 
bedingen, die nach vollendeter Verwesung der Tange wieder einer 
rein marinen Fauna Platz machen. Und ähnliche Verhältnisse scheinen 
mir auch im Absatzbereiche der fossilführenden Schichten von Kosavin 
geherrscht zu haben. Denn abgesehen von der obenerwähnten Zusammen- 
setzung der Fauna läßt sich auch das Vorkommen der „hellgrauen 


!) 8. diese Verhandl. 1904, pag. 287: L. Waagen, Geologischer Bau der 
Insel Arbe. 

2) Roma, Rendiconti r. accad. Lincei 1902, I. Sem., pag. 154: De Stefani 
e G. Dainelli, I terreni eocenici presso Bribir in Croazia, 

®) Verhandl. d. k. k. geol. R.-A., pag. 21. 


182 R. J. Schubert. ’ [80] 


Sandsteine mit zahlreichen Nummuliten“ über den „dunkelgrauen 
fossilreichen Sandsteinen“ viel besser mit meiner obigen Vermutung 
als mit einer Aussüßung in Einklang zu bringen. 


) 


Mit den im vorstehenden besprochenen Fossilfundstellen wäre 
im wesentlichen das istrisch-norddalmatinische Mitteleocän, worüber 
ich neue Angaben oder Gesichtspunkte zu bringen vermochte, erschöpft; 
dennoch möchte ich im folgenden noch einiges über das Mitteleocän 
von Spalato und Metkovic sagen, da diese Gebiete in jüngster Zeit 
Gegenstand von eingehenden Studien waren und ich diese Eocän- 
gebiete mit dem norddalmatinischen Eocän vergleichen möchte. 


Spalato. 


Das Eocän der Umgebung von Spalato war in neuerer Zeit 
mehrfach der Gegenstand von Studien und Erörterungen!). Da ich 
dasselbe aus eigenen näheren Untersuchungen nicht kenne, würde 
ich mich hier nicht näher damit befassen, wenn mich nicht die im 
folgenden dargelegten Gründe dazu veranlassen würden. 

Herr Dr. von Kerner übergab mir nämlich im Vorjahre eine 
Suite Nummuliten und Orbitoiden (Verhandl. 1903, pag. 89) aus den 
tieferen Schichten seiner oberen Flyschzone, als deren Alter ich beim 
Fehlen jeglicher Formen der Perforata-Gruppe Bartonien oder Ligu- 
rien annahm. Nun führte Dr. A. Martelli (Palaeont. italica 1902, 
VIII. Bd.) aus seiner dritten obersten, vermutlich Kerners oberer 
Flyschzone entsprechenden Schichtengruppe vom Monte Marian?) 
Nummulites perforat« und Lucasana in mehreren Varietäten von 
S. Stefano und Botticelle als sehr häufig an, desgleichen eine 
Anzahl von Fossilien, besonders Oyphosoma ceribrum Ag., Columnastraea 
Caillaudi Mich., Pecten Bonarelli, Echinolampas Suessi Laube und 
kanina Marestiana, die mit großer Wahrscheinlichkeit darauf hin- 
deuten, daß Herr Martelli mit der Deutung seiner „Marianschichten“ 
als Luteziano superiore (oberes Mitteleocän) recht hat. Auffällig ist 
nun, daß in der mir vorgelegenen Foraminiferenfauna lediglich mittel- 
eocäne Formen fehlen. Es ist nun ja leicht möglich, daß die Perforata- 
Gruppe zwar bei Botticelle und S. Stefano reich vertreten ist, in den 
wesentlich gleichaltrigen Schichten nördlich davon, woher die von 
mir untersuchten Foraminiferen stammen, fehlen; denn mit Ausnahme 
der einen kleinen Paronaea, die von mir damals als cfr. Boucheri be- 
zeichnet wurde, kommen Ja die übrigen Formen Operculina, Heterostegina, 
Orthophragmina und Nummulites ebenso im Mitteleocän wie in den 
jüngeren Schichten vor. 


!) Vgl. F. Kerner und R. Schubert. Kritische Bemerk. zu H. A. Mar- 
tellis Arbeiten über die Geologie von Spalato. (Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 
1903, pag. 325.) | 

?) Die Bezeichnung der obersten Schichtengruppe als Schichten vom ‚Monte 
Marian ist deshalb unpassend, weil der Monte Marian, wie Kerner (]. c.) nach- 
on aaen Aufbruch der tiefsten Mitteleocänschichten (Hauptalveolinenkalk) 

arstellt. 


[31] Zur Stratigraphie des istrisch-norddalmatinischen Mitteleocäns. 183 


Da außerdem Martelli auf Grund von Fossilbestimmungen 
hauptsächlich zu einer Dreigliederung des Spalatiner Eocäns kam, die 
mit der von Kerner festgestellten Dreigliederung recht gut in Ein- 
klang zu bringen ist, möchte ich gegenwärtig, solange nicht sichere 
Anhaltspunkte für ein bartonisch-ligurisches Alter der „oberen Flysch- 
zone“ vorliegen, annehmen, daß der Spalatiner Flysch im wesentlichen 
mitteleocän sei, höchstens in seinen oberen Zonen noch ins Ober- 
eocän reiche. 

Die kalkige Gruppe ist nach Kerners Untersuchungen ähnlich 
wie in Norddalmatien entwickelt: Alveolinenkalk, Haupt- 
nummulitenkalk (sehr schmal) und darüber, vermutlich im Niveau 
des Krollenmergels, ein Hornsteinkalk (am Monte Marian). Denn 
„im; Küstengebiete von Traü wird der Hauptnummulitenkalk nicht 
von Knollenmergeln, sondern von einem lichten, Hornsteine führenden 
Kalke überlagert, welcher nur spärliche Nummuliten enthält“ (Kerner, 
Erläut. zu Blatt Sebenico— Traü, 1902, pag. 29). 


In folgender Tabelle habe ich daher die Gliederung von Kerner 
und von Martelli in Übereinstimmung zu bringen und mit dem 
istrisch-norddalmatinischen Mitteleocän zu vergleichen gesucht. 


Dr. von Kerner Dr. A. Martelli Norddalmatien—Istrien 
_ Obereocän 
Obere Flyschzone ; Faunen von Kasi£, 
N Bat Monte Östrovica, Murvenica, 
(oberes Lutetien) Einzyento —Bisinp, = 
Kosavin etc. :Q 
= 
eb} 
© 
: Schichten von Spalato | Fossilarme Mergel und | 5 
znnaäysch (Übergangszone) Sandsteine 5 
w: : 
Helle, weiche Mergel mit c 
Untere Flyschzone ‚Schichten von Salona reicher Mikrofauna 
(mittleres Lutetien) (Banjevac, Zara, Lavsa, 
Albona etc.) 
Hornsteinkalk des Knollenmergel 
Monte Marian (Krabbenuschichten) E 
= 
[eb] 
© 
Hauptnummulitenkalk a” Hauptnummulitenkalk = 
© 
= 
‚Alveolinenkalk Hauptalveolinenkalk = 


184 R. J. Schubert. [32] 


Metkovic. 


C. de Stefani und A. Martelli gaben 19021) als Ergebnis 
ihrer Studien über das Eocän von MetkoviG und die Herzegowina 
folgende Gleichstellung: 


Nach meiner 
Auffassung 
J i 3 ? 
Oberes Lutetien V. ee: en Obere Nummu- 
= litenschichten 
= 2 
[®) 
= 8 
2 f 5 Kalk mit mehr Assilinen und © 
= N al En granulierten Nummuliten Haupt o 
E IV. „En © 
i Kalk mit mehr subretikulierten nummulitenkalk | — 
Unteres Lutetien 3 ” 
Nummuliten u 
FE — - 
2 Kalk mit großen Alveolinen a 
# are DE. und kleinen Nummuliten Haupt- 7 
= 1. en ee An fi er en alveolinenkalk 
© 
= Sparnacien II. Kalk mit großen Alveolinen 
[eb] 
2 2 ne a : an “ Alveoli Ob Bi 
. alk mit einen veolinen erer Fora- 
| Thanetien I. und Milioliden | miniferenkalk 
| 


Die Verfasser haben in ihrer durch keine Bestimmungen höher 
organisierter Fossilien begründete Gliederung und Parallelisierung 
des Eocäns von Metkovic die Nummulitenkalke als dem ganzen 
(Grobkalke entsprechend angenommen. Ich kenne nun die geologischen 
Verhältnisse jener Gegend zwar nicht näher, zweifle aber nicht 
daran, daß auch hier wie im übrigen Dalmatien und der Herzegowina ?) 


die Kalke lediglich der unteren Hälfte der mitteleocänen Schicht- 


folge entsprechen und daß die sandigmergelige Gruppe, die das 
obere Mitteleocän repräsentiert, auch in der weiteren Umgebung von 
Metkovi@ sich auch mit Sicherheit nachweisen lassen. Offenbar sind 


') I terreni eocenici dei intorni di Metcovich in Dalmazia e in Erzegovina. 
Roma, Rendiconti r. acc. Lincei. Vol. XI, pag. 112. 


?) Auch hier sind, wie bereits F. Katzers Aufnahms- und P. Oppen- 
heim s paläontologische Arbeiten ergaben und ich mich bei meiner vorjährigen 
Studienreise überzeugen konnte, die mitteleocänen Schichten deutlich in eine 
untere kalkige und obere sandigmergelige, lokal (Konjavac, Trebistovo, Dabrica 
etc.) sehr fossilreiche Gruppe zu trennen. Die eocäne Schichtfolge beginnt in 
der Regel mit Imperforatenkalken, doch fehlen stellenweise ausgesprochene Num- 
mulitenkalke, indem auf Kalke, welche Alveolinen und Nummuliten in gleicher 
Häufigkeit enthalten — also anscheinend über dem dalmatinischen Grenzniveau 
zwischen Hauptalveolinen- und Hauptnummnlitenkalk — Konglomerate folgen und 
darüber sandigmergelige Schichten (z. B. Hum bei Mostar), so daß dann eine 
Lücke in der Schichtfolge vorzuliegen scheint. 


\ [33] Zur Stratigraphie des istrisch-norddalmatinischen Mitteleocäns. 185 


an den von den beiden italienischen Forschern besuchten Lokalitäten 
die jüngeren Schichten infolge tektonischer oder denudierender Vorgänge 
nicht mehr völlig erhalten. Denn diese Nummulitenkalke sind es, die 
in. der benachbarten Herzegowina die Basis jener (vielleicht in 
Gruppe V enthaltenen) mergeligen Schichten bilden, welche die so 
typisch oberparisischen Faunen von Konjavac und Trebistovo ein- 
schließen !). Übrigens gehen die Kalke der Gruppe IV nach den An- 
gaben der Verfasser nach oben in Mergel über und wechsellagern 
mit solchen und mit kompakten fossilleeren Kalken, so daß die Mög- 
lichkeit vorhanden ist, daß die obersten Schichten von 1V bereits in 
die mergelige Gruppe gehören. Gruppe V. wurde lediglich nach Auf- 
sammlungen von Prof. Gasperini faunistisch (Nummuliten) be- 
schrieben und nur der in der Tabelle gebrauchte Ausdruck „calcari 
nummulitici con N. Tehihatcheffi e complanata“ läßt mich daran 
zweifeln, daß die oberen Nummulitenschichten (höheren mittel- 
eocänen Gebilde) damit gemeint sind. In der Beschreibung wird der 
petrographische Charakter nicht näher beschrieben und nur von 
strati nummulitici, le cui nummuliti sono disgregate gesprochen, was 
mit dem von den Autoren angenommenen Alter (oberes Lutetien) 
stimmen würde. Außerdem habe ich an anderer Stelle zu beweisen 
gesucht, daß die Kosinaschichten und keineswegs die Alveolinenkalke 
als untereocän, also als Vertreter des Tanetiano und Sparnaciano 
aufzufassen sind. 

In seinem geologischen Führer durch Bosnien und die Herze- 
sowina 1905 gab Dr. F. Katzer ein Profil durch das Eocän von 
Dubravica. Auf der Kreide lagern „ohne auffällige Diskordanz“ gelbe 
Miliolidenkalke, sodann hellgraue Mergelkalke mit zahlreichen 
Milioliden und einzelnen großen Alveolinen und nesterweise 
mit leider zumeist zerpreßten Mollusken mit verkalkten Schalen 
(darunter Natica Vulcani Brongn., N. cf. incompleta Zitt.). Darüber 
ein ziemlich mächtiger Schichtkomplex von Alveolinenkalken (grau- 
grün und schwarzgefleckt und hellgelb). Das Hangendste bilden dort- 
selbst Kalke, mit vereinzelten kleinen, retikulierten Nummuliten. 
Katzer betont, daß alle Schichten miteinander durch Übergänge 
verknüpft sind und unter das Mitteleocän nicht wesentlich herab- 
reichen dürften und nimmt zu der Gliederung und Parallelisierung von 
Stefani-Martelli eine ähnliche Stellung wie ich es im vor- 
stehenden tat. 


IV. Obereocän—Oligocän. 


Was ich an neuen Tatsachen oder Gesichtspunkten, die sich 
aus der Betrachtung und Vergleichung bereits bekannter Tatsachen 
in betreff des älteren Eocäns ergaben, zu bringen vermochte, habe 
ich mitgeteilt. Uber die jüngsten Paläogenschichten der österrei- 
chischen Küstengebiete kann ich mich um so kürzer fassen, als unsere 


1) Vgl. Oppenheim. Neues Jahrbuch f. Min. etc. 1899, pag. 105 und 
Beiträge zur Pal. Ost.-Ung., XIII. Bd., 1901, pag. 194 u. ff. 


Jahrbuch der k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (R. J. Schubert.) 94 


186 R. J. Schubert. [34] 


diesbezüglichen stratigraphischen Detailkenntnisse keineswegs bis zu 
einer wünschenswerten Klarheit gediehen sind. Der Grund liest vor- 
nehmlich in dem im ganzen spärlichen Vorkommen der Fossilien, 
dem zumeist sehr ungenügenden Erhaltungszustande derselben, der 
sroßen Verbreitung von völlig fossilfreien Konglomeraten und wenig- 
stens in der westlichen von mir studierten Hälfte des Verbreitungs- 
gebietes der Prominaschichten in den infolge starker Störungen 
schwer mit Sicherheit erkennbaren Lagerungsverhältnissen. 

Daß die aus den Prominamergeln bekannten Faunen jünger als 
mitteleocän sind, darüber herrscht seit langer Zeit kein Zweifel. 
Neuerdings haben sich mit dem Monte Prominagebiet vor allem 
v. Kerner, Dainelli und Öppenheim, der erstere vorwiegend in 
tektonisch-kartographischer, die beiden letzten in palaeontologischer 
Hinsicht beschäftigt, und über den westlichen Teil des Verbreitungs- 
gebietes der Prominaschichten habe ich selbst kürzlich eine Arbeit 
in diesem Jahrbuche veröffentlicht. Aus allen bisherigen Ergebnissen 
erhellt, daß das jetzige Norddalmatien im Obereocän größtenteils 
von Süß- und Brackwasser, teilweise auch Flachsee bedeckt und 
Festland war und dann nochmals vom Meere überflutet wurde. Die 
Fossilreste dieses letzten Abschnittes schließen sich fast durchweg 
an oligocäne Typen an, sind jedoch, wie bereits erwähnt wurde, zum 
Teil zu schlecht erhalten, zum Teil weichen sie von den übrigen bekannten 
Formen derart ab, daß bei dem sporadischen Vorkommen derselben 
ein Schluß auf ein genaues Niveau oder eine detaillierte Gliederung 
des jüngsten Mergel- und Konglomeratkomplexes bisher unmöglich war 
und meines Erachtens eine durchgreifende Gliederung in 
absehbarer Zeit kaum wird möglich sein, so sehr dies auch manchem 
wünschenswert sein mag. Ich meine da natürlich nicht bloß die Fest- 
stellung einer ganz detaillierten lokalen Schichtfolge der einzelnen 
Mergel- und Konglomeratbänke, vielleicht sogar ohne genügende 
Berücksichtigung der überkippten oder anderweitig gestörten Lage- 
rungsverhältnisse, sondern eine auf Grund umfassender Fossil- 
aufsammlungen und Bestimmungen durchgeführte Spezialgliederung 
und Verfolgung etwa gewonnener Unterabteilungen über das ganze 
Verbreitungsgebiet der Prominaschichten. Für die gegenwärtig fast 
beendete geologische Aufnahme dieses Verbreitungsgebietes im Maß- 
stabe 1:75.000 schien es Dr. von Kerner im östlichen, mir im 
westlichen Teile genügend, lediglich die Mergel von den Konglo- 
meraten zu trennen. 

Ich nehme davon Abstand, alle bisher aus diesen jüngeren 
Schichten genannten Fossilien anzuführen und möchte hier nur 
hervorheben, daß von den zwei am allgemeinsten verbreiteten Fossil- 
gruppen, den Orbitoiden und Nummulitiden, die ersteren sich nur 
unwesentlich von denjenigen des Mitteleocäns unterscheiden, daß 
hingegen die letzteren auffällig von den älteren Faunen verschieden 
sind. Die großen dicken, so auffälligen Gümbelien N. perforata Lucasana 
sind verschwunden, desgleichen die großen Assilinen (A. spira, expo- 
nens, granulosa); von den großen Paronaeen ist lediglich P. Tchihat- 
chefji häufiger, und zwar zumeist ohne seine mikrosphärische, große 
flache Begleitform P. complanata, sonst bilden kleine Paronaeen den 


[35] Zur Stratigraphie des istrisch-norddalmatinischen Mitteleocäns, 187 


Hauptbestandteil der Nummulitenformen in den kalkigen und merge- 
ligen Absätzen. Bezüglich der Mollusken verweise ich vornehmlich 
auf P. Oppenheim (Über einige altertiäre Faunen der österr -ungar. 
Monarchie [l. c.]), G. Dainelli Il miocene del monte Promina in 
Dalmazia [Pal. italica, VII, 1901] sowie auch auf meine Arbeit in 
diesem Jahrbuch 1904 (Heft 3, 4). 


Zusammenfassung. 


Ich habe im vorstehenden dargelegt, daß die Hauptmasse der 
Eocänschtichten der österreichischen Küstenländer —. jedenfalls mehr 
als bisher angenommen wurde — dem Mitteleocän angehört. 


Ich habe auch betont, daß eine genaue und detaillirte Paralle- 


‚lisierung des küstenländischen Eocäns mit demjenigen Frankreichs 


und Englands mir gegenwärtig untunlich scheint und daß die natur- 
semäße, überall leicht ersichtliche und durchführbare Gliederung des 
Mitteleocäns eine Zweiteilung in eine untere kalkige und 
obere sandigmergelige Gruppe ergibt. Obgleich nun in der 
unteren Hälfte der kalkigen Gruppe (besonders im Alveolinenkalk) 
eine bisher für den Pariser Grobkalk recht bezeichnend gehaltene 
Form — Orbitolites complanata L. — stellenweise, und dies nicht 
selten, sehr häufig vorhanden ist, halte ich gleichwohl die Imperforaten- 
kalke teilweise für etwas älter als den Grobkalk, als wenigstens teil- 
weise dem Londinien entsprechend. Denn niveaubeständig ist Orbitolites 
complanata doch nicht, wie sein zweifelloses Vorkommen in drei Niveaux 
(Alveolinenkalk, obere Kalksandsteine, Prominamergel) beweist, und 
die Auflagerung des Alveolinen- beziehungsweise Imperforatenkalkes 
auf dem sicher nicht jünger als untereocänen Kosinakalke sowie die 
im vorstehenden angeführten faunistischen Gründe bewogen mich zu 
jener Annahme, die ja übrigens nicht neu ist. 

Durch die zum Teil neuen, zum Teil revidierten und ergänzten 
Fossillisten ist klar ersichtlich, daß der bereits altbekannte fazielle 
und faunistische Unterschied zwischen Norddalmatien und Istrien im 
Obereocän und Oligocän, und zwar besonders der letztere, schon im 
oberen Mitteleocän recht ausgeprägt war. Gleichwohl ist die Über- 
einstimmung noch so weit gewahrt, daß mit Sicherheit auf Grund der 
Schichtfolgen dargetan werden konnte, daß die reichen mitteleocänen 
Faunenlokalitäten der österreichischen Küstengebiete — Nugla, Pin- 
guente, Gherdosella, Pedena, Galignana, Kosavin, Valle Murvenica 
(Paschiek), Kasic, Ostrovica, Dubravica und andere — sämtlich einem 
und demselben stratigraphischen Niveau angehören. Bemerkenswert sind 
hierbei die vielfachen faunistischen Beziehungen der dalmatinischen 
Lokalitäten mit dem vicentinischen sowie der istrischen mit dem nord- 
alpinen Eocän. 

Die kalkige Gruppe (das untere Mitteleocän) ist in auffallend 

analoger Weise entwickelt, desgleichen die untere Hälfte der sandig- 

mergeligen Gruppe. Im unteren Mitteleocän erfolgten die Absätze 
24* 


1883 R. J. Schubert. [36] 


des jetzigen norddalmatinisch-istrischen Eocänbereiches in fast gleich- 
artigen Küstenmeeren, auch die Vertiefung der Meeresteile nach dem 
Absatze des Hauptnummulitenkalkes erfolgte in gleicher Weise und 
erst mit dem Wiederseichterwerden während des oberen Mitteleocäns 
begann jene Differenzierung der physikalischen Verhältnisse, die im 
Obereocän und Oligocän ihren Höhepunkt erreichte, die zum Absatz 
von mächtigen Flyschmassen einer- und marinen bis brackisch- 
limnischen Mergeln und Konglomeraten anderseits führte. 


Gesellschafts-Buchdruckerei Brüder Hollinek, Wien, III., Erdbergstraße 3. 


| 


Zu Seite 188 [36]. 


| 
Zermanjabereich Metkovie 
Vicentinisches Tertiär Norddalmatien (in Nord- Arbe Veglia Istrien (Triest—Pisino) Kosavin Spalato (nach Stefani und 
dalmatien) Martelli) 
Untereocän Spilecco Kosinakalk — _ - Kosinakalk — = — 
| 
EHRE „oberer“ Foraminiferen- I. Kalk mit kleinen Alve- 
kalk olinen und Miliolinen 
RER > > == ll» = ee a a RE OEL 
Hauptalvolinen- : II. Kalk mit großen 
Hauptimperforatenkalk | Alveolinenkalk | Alveolinenkalk Alveolinenkalk Hauptalveolinenkalk und Nummuliten- AleolugulE Alveolinen 
Unteres Alveolinenkalk (Postale) kalk (MontexMariun) 
Mitteleocän III. Kalk mit großen Al- 
veolinen und kleinen 
Nummuliten 
z a Nummulitenkalk Kalk mit mehr ‚sub- 
& (Monte Marian) retic. Nummuliten 
=. Hauptnummulitenkalk Nummulitenkalk Nummulitenkalk Hauptnummulitenkalk I IV. Kalk mit mehr Assi- 
= N linen und großen 
@ Hornsteinkalk Nummuliten 
ee = (Monte Marian) 
= Knollenmergel Krabbenschichten 
= & E zum Teil IV. und 
S Globigerinenmergel 3 Globigerinenmergel | Globigerinenmergel Globigerinenmergel Blaugraue Mergel Untere Flyschzone |V. Kalke? mit Nummulites 
S 3 Kerners (Schichten von Tehihatcheffi und com- 
Oberes 3 2 ae Salona nach Martelli) ‚planata 
Mitteleocän SZ e = ers DEE , dunkelgraue Sand- 
Ss Mergel und Sandsteine = glomerate“ mit der | Mergel und Sandsteiue ng itd 
I ; ; Es Mergel und Sand- n steine mit der | 
S in den oberen Lagen mit = 5 Fauna vom Valle mit den Faunen von Fauna von Kosavin |Kj; A f In 
I den Faunen von Kasif, = Blelne: Murvenica Nugla, Pisino, Pinguente, De De alueie 
R Ostrovica, Dubravica, 3 ee (im Bescatale mit Pedena, Galignana, & JECHZONETTERNERS 
3 Benkoörackete: mergel“ Radimsky) Flyschbänken Gherdosellavate se ( en a 
S | wechsellagernd) mit zahlreichen Dr: en 
> Nummuliten = | 
(Martellis Schiehten vom 
| B ; Monte Marian) 
e ® | Lithothamnienkalk = Plattenmergel mit Rotes, hartes obere Hiyschzdne Kerners 
Obereoeän Sr , (oberer Nummulitenkalk) = Kohlenschmitzen Konglomerat 
| o > zwischen Arbe und 
| Ro n 
DEE S. Elia e 1 Fiyach 
Prominamergel Fr 5 (Süßwasserneogen en a = 
d 8 nach Radimsky) > TS ERORUUEHTAEEETS 
r un See: im engeren Sinne) 
Enabong, -Konglomerate SE 
Oligocän 5 EB 
5 
- 
» 
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Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. Heft. (R. J. Schubert.) 


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Erklärung zu Tafel TI. 


Fig. 1—5. Trochictis cf. hydrocyon P. Gerv. 


Fig. 1. Schädelfragment mit den Eckzähnen und dem Pr,. 

Fig. 2. Vorderansicht des kompletten Unterkiefers mit den Eckzähnen und den 
randlichen Schneidezähnen. 

Fig. 3. Rechtseitiger Unterkieferast mit dem Eckzahn, den Pr, + Pr, und einem 
Fragment des Reißzahnes; von außen. 

Fig. 4. Linkseitiger Unterkieferast mit dem Eckzahn, den Pr, + Pr, + Pr,; 
von außen. 

Fig. 5. Desgleichen; von innen. 


Alle Abbildungen in natürlicher Größe. 


Sämtliche Originale befinden sich in der Sammlung der Montanistischen Hoch- 
schule in Leoben. 


j 
E 


IR 


Autor phot. - Lichtdruck v. Max Jaffe, Wien. 


Jahrbuch der k. k. geologischen Reichsanstalt, Bd. LV, 1905. 


Verlag der k. k. geologischen Reichsanstalt, Wien, III., Rasumoffskygasse 23. 


SR 47 


Tafel Il. 


Über einen dem Thunfische verwandten Raubfisch 
der Congerienschichten. 


Fig. 


Fig. 


Fig. 


4. 


Fig. 


Fig. 


fe) 


Fig. 


Fig. 
Fig. 


oO 


Fig. 
Fig. 
Fig. 


Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 


Die 


Fig. 
Fig. 
Fig. 


Erklärung zu Tafel II. 


1. Linker Unterkieferast von Pelamyceybium („Sphyraenodus“) sinus vindo- 
bonensis n. g. et n. sp. von Siebenhirten. 
a) von außen, 5) voninnen, c) von oben, d) (?/,) ein einzelner Zahn. 
2. Bruchstück, hinteres Ende des Oberkiefers (Intermaxillare) von der Seite 
und von oben. 
3. Bruchstück mit Zähnen. 
Fig. 2 und 3 von Siebenhirten. 


4. Rechter Unterkieferast von außen. 
5. Rechter Unterkieferast eines anderen Exemplars. 
6. Oberkiefer von der Außen- und Innenseite. 

Fig. 4—6 von Vösendorf. 


7 und 8. Kieferreste mit Zähnen eines anderen Fischrestes der Congerien- 
schichten von Inzersdorf. 

9. Teile des Zungenbeines des Fisches von Siebenhirten. 

10. Wirbelsäule von Pelamyeybium („Sphyraenodus“) sinus vindobonensis von 
Siebenhirten (!/, natürl. Größe). 

1l. Die drei ersten Halswirbel in natürl. Größe. 

12. Zwei Halswirbel von Leopoldsdorf (!/,). 

13. Wirbel aus der mittleren Partie der Wirbelsäule (!/,). 

14. Die Schwanzwirbel mit der Hypuralplatte (!/,). 

15. Abgebrochener unterer Dorn des drittletzten Schwanzwirbels (!/,), von 
oben (a) und von unten (b). 

16. Die Hypuralplatte (!/,) von der Seite («) und von hinten (b). 

17. Brustflossenstrahl. 

18 und 19. Teile des Kiemengerüstes ('/,). 

20. Eine Gräte (!/,). 

21. Eine Schuppe (?/,). 


Fischreste von Siebenhirten (Fig, 1—3, 9—11, 13—21) befinden sich in der 


Sammlung der Lehrkanzel für Geologie an der k. k. technischen Hochschule in 
Wien, die übrigen Stücke im k. k. naturhistorischen Hofmuseum (Geologisch- 


paläontologische Abteilung). 


Franz Toula :Raubfisch der Congerienschichten der Wiener Bucht. 


ASwoboda ndNat gezulith 


Jahrbuch der k.k.Geologischen Reichsanstalt.BandLV.1905. 
Verlag der kk Geologischen Reichsanstalt.Wien.Il.Rasumoffskygasse 23 . 


Taf.Il. 


Lit Anst v Tlı BarmwarthWien 


e2 


SRISERT - 


hrs 


| Inha 


1. Heft. 


Geologische Aufnahme des: Blattes Bormio— Tonale. 


x IR T) und. 4 Profilen I SReXieH rt ee 


a ee 


Aus dem Devon- nnd Kulmgebiete östlich von Brünn. Von “ ) 
E. Suess. Mit einer Kartenskizze und 4 Figüren im Texte 


Über einen dem Thunfische verwandten Raubfisch der Congeriensch 
der Wiener Bucht, (Pelamyeybium 4„Sphoroenodus“]. ma 


drastihahen Tafel (Nr. Im) und. 11 Textillustrationen 
Zur Geologie von Nordalbanien. Von Dr. Franz Baron ee; 


typien im Texter, . ... ERNEUERT 


! 
| 
. 
| 2 
|. ‚Zur 'Stratigraphie des eriseh-nordialmatiischen Niteleocis, 
3. Schubert Yun a nat u 


| NB. Die Autoren allein sind für. Se Inhalt u 
ihrer Aufsätze verantwortlich. HER, 


TH SIT a 


Gesellschafts-kuchdruckerei Brüder lioitiek, Wien it, 


Ausgegeben am 20. Juni. 1905. 


JAHRBUCH 


DER 


KAISERLICH-KÖNIGLICHEN 


bISCHEN REICHSANSTALL 


JAHRGANG 1905. LV. BAND. 


j 
2. Heft. | | 

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85 Ex DIIe- un: 
B) 96 # 


‘Wien, 1905. 
Se der K. k. RpSameıee Reichsanstalt. R 


= L Graben 81. 


ni 


e 


Die Gruppe des Gollinger Schwarzen Berges. 
Von Prof. Eberhard Fugger in Salzburg. 


Mit 4 Zinkotypien im Text. 
Einleitung. 


Eines der interessantesten Gebiete in bezug auf die geologischen 
Verhältnisse ist unstreitig die Umgebung des Schwarzen Berges 


‘bei Golling (ich trenne hier absichtlich die beiden gesperrt gedruckten 


Worte, der Berg heißt nämlich im Munde der Bewohner der näheren 
und weiteren Umgebung desselben der „Schwarze Berg“). Ich kannte 
einzelne Teile des Gebietes schon seit vielen Jahren ziemlich genau, 
wurde jedoch bei den neuerlichen Begehungen des Jahres 1904 auf 
so viele Details aufmerksam, daß ich mich nicht enthalten konnte, 
eine kleine Monographie dieser Gegend zu schreiben, um so mehr, 
als die Tagebücher meines leider so früh verstorbenen Freundes 
Dr. Alexander Bittner reiches Beobachtungsmaterial von seinen 
Aufnahmen im Jahre 1883 enthalten. Ich habe dieses Material in der 
nachfolgenden Schilderung eingehend benutzt und will seine Beob- 
achtungen dadurch kenntlich machen, daß ich sie zwischen Anführungs- 
zeichen setze und am Schlusse jeder seiner Angaben den Buchstaben B 
in Klammern anfüge. 


Nachstehend die Literatur über die Geologie einzelner Teile 
des Terrains: 


1873. H. Wolf. Das Gipsvorkommen von Grubach. Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 


Wien, pag. 47. 


1882. V, Uhlig. Zur Kenntnis der Cephalopoden der Roßfeldschichten. Jahrb. d. 
k. k. geol. R.-A., Bd. XXXII, pag. 373—396. 


1883. A. Bittner. Der Untersberg und die nächste Umgebung von Golling. 
Verhandl. d. k. k. geol. R.-A., pag. 200 —294. 


1884. — Ausden Salzburger Kalkalpen. Das Gebiet der unteren Lammer. Verhandl. 
d. k.k. geol. R.-A., pag. 78—87. 


1885. E. Fugger und K. Kastner. Naturwissenschaftliche Studien und Beob- 
achtungen aus und über Salzburg. Salzburg, bei H. Kerber, pag. 87—97. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905. 55. Band, 2. Heft. (E. Fugger.) 95 


190 Prof. Eberhard Fugger. [2] 


Der Gollinger Schwarze Berg. 


Das Gebiet dieser Berggruppe möchte ich als ein unregelmäßiges 
Viereck auffassen, dessen Grenze im W die Salzach, im N der Kärterer 
Bach, der obere Weitenauer Bach und der Seewaldsee, im OÖ der 
March- und Aubachgraben und im S die Lammer bildet. Es ist ein 
in geologischer Beziehung äußerst verworrenes und darum um so 
interessanteres Terrain. 

Die kleine Ebene am rechten Salzachufer gehört teils dem Allu- 
vium, teils dem Diluvium an; die Grenzlinie der Diluvialterrasse zieht 
von der Brücke der Reichsstraße über den Kärterer Bach gegen 400 m 
weit südlich hin, biegt dann gegen die Straße zurück und verläuft 
ungefähr längs derselben bis zum Markte Golling. Der Bahnhof Golling 
sowie die neuen Hotels stehen bereits auf alluvialem Boden. Südlich 
der Gollinger Parkfelsen verläuft die Grenzlinie in einem weit gegen O 
ausbauchenden Bogen zur Abzweigung der Abtenauer Straße von der 
Reichsstraße, zieht östlich, aber ziemlich nahe der letzteren bis gegen 
die Duscher Brücke und biegt von hier nordwärts gegen NW ausbauchend 
an die südwestliche Ecke des Haidberges. 

Das gebirgige Terrain ist von vielen Gräben durchschnitten. Der 
Kärterer Bach entspringt am Grabenwaldrücken, etwa nordnord- 
östlich der Spitze des Schwarzen Berges, fließt in der Richtung gegen 
W, wendet sich in der Nähe des Bauernhofes Mooseck gegen N, 
nimmt etwas südlich vom Orte Grubach den Grubbach, der in der 
Nähe des Gutes Aubauer und des Hundekars entspringt, und in der 
Ortschaft Grubach einen von O, vom Bauerngute Lienbach kommenden 
Seitenbach, den Lienbach, auf. Bei Grubach wendet sich der Kärterer 
Bach wieder gegen W, fließt in tiefer Schlucht abwärts und verläßt 
unterhalb der Grabenmühle sein enges Tal, um am Nordfuße des 
Auerhölzi und schließlich in der offenen Ebene der Salzach 
zuzufließen. 

Ein Flußlauf, der von der Mitte des Gebietes gegen W zieht, 
ist der Kellauer- oder Mitterbach. Er entspringt am West- 
gehänge des Schwarzen Berges, fließt in ziemlich gerader Richtung gegen 
W und nimmt in seinem oberen Laufe an seinem rechten Ufer mehrere 
Nebenbäche auf, während er von den Hügeln an seinem linken Ufer 
nicht einen nennenswerten Zufluß erhält. Beim Kellgut verläßt er 
den Graben und ergießt sich nach einem Laufe von 2 km durch die 
Ebene nördlich von Golling in die Salzach. 

Ein ziemlich bedeutender Fluß ist die Lammer, welche die 
Südgrenze unseres Gebietes bildet. Sie entspringt oberhalb Lungötz 
an der Südseite des Tännengebirges, umfließt dasselbe entlang seiner 
ganzen Ost- und Nordseite und mündet in der Nähe des Nordendes 
des Gollinger Tunnels in die Salzach. Bei Strubreit betritt sie unser 
Gebiet, zwängt sich in enger Klamm unter mancherlei Windungen 


zwischen den Gehängen des Schwarzen Berges einerseits und des 
Strubberges anderseits bis Engelharter, hier erweitert sich das Tal 


etwas, aber erst unterhalb des Dorfes Scheffau treten die Höhen am 


rechten Ufer zurück, während die Lammer an ihrem linken Ufer bis 


nahe ihrer Mündung den Fuß des Tännengebirges bespült. 


[3] Die Gruppe des Gollinger Schwarzen Berges. 191 


Die Lammer erhält an ihrem rechten Ufer mehrere Zuflüsse von 
geringer Bedeutung zwischen dem Haidberg und Sonnberg; wichtiger 
und tiefer eingerissen ins Terrain ist der Glassergraben, der 
zwischen Lehngriesalpe und Rabenstein entspringt und den Sonnberg 
vom Haarberg trennt. Zwischen Engelharter und dem Veitsbrückl 
stürzen ebenfalls ein paar kleine Bäche in die Lammerschlucht. Der 
Wallingbach entspringt in der Nähe der Wallingalpe, ostsüdöstlich 
der Spitze des Schwarzen Berges, fließt in einem ziemlich tiefen Graben 
anfangs nach OÖ, dann nach SSO und mündet bei dem Bauerngute 
Elzen östlich vom Veitsbrückl. Der bedeutendste Zufluß der Lammer 
im Gebiete der Schwarzen Berggruppe ist jedoch der Aubach mit 
seinen Nebenbächen, dem Marchbach und Weitenauer Bach. 

Der Aubach entspringt nordöstlich vom Labenberg und tritt 
anderthalb Kilometer oberhalb Bichl an die Grenze unseres Gebietes; 
hier nimmt er den von N kommenden Marchgraben auf, dessen 
Quellen am Dürrenstein und Trattberg liegen, und bei Bichl selbst den 
Weitenauer Bach. Unterhalb Bichl bildet er in einer schönen 
Schlucht den hübschen Aubachfall und mündet gegenüber Strubreit in 
die Lammer. In der Nordostecke unseres Gebietes befindet sich der 
reizend gelegene Seewaldsee in 1078 m Meereshöhe, ein kleiner 
See, direkt in Fels gebettet, dem ein paar kleine Bäche ihr Wasser 
zuführen. Er ist 420 m lang, seine Breite beträgt 136 m, in der 
Mitte jedoch wird er bis zur geringen Breite von 40 m eingeschnürt; 
seine größte Tiefe ist Il m. Die durch die Einschnürung entstehenden 
Hälften sind in ihrer Größe nicht viel voneinander verschieden }). 
Sein Abfluß geschieht nach ONO und ergießt sich nach einem Laufe 
von wenig mehr als 1 km Länge in den Marchgraben, der, tief in 
Dolomit eingerissen, in streng südlicher Richtung dem Aubache zufließt. 

Der Weitenauer Bach endlich entspringt in dem Sumpfe 
westlich des Seebachsees, fließt anfangs nach W, biegt dann beim 
Putzerbauer in einem scharfen Bogen um einen niedrigen Hügelzug 
herum, um beim Bauernhof Lienbach die direkte Richtung nach © 
einzuschlagen; aus dieser Richtung biegt er jedoch bald wieder ab 
gegen SO und behält dieselbe — abgesehen von verschiedenen größeren 
Krümmungen — bei bis zur Kloiber Alpe; hier vertieft sich sein 
Bett, das in östlicher Richtung weiterzieht, stellenweise schluchtartig 
und mündet bei Bichl in den Aubach. Der Weg, den der Weitenauer 
Bach von seinem Ursprunge bis zur Mündung zurücklegt, beträgt 
mindestens 14 km, während Ursprung und Mündung kaum 5 km von- 
einander entfernt sind. 

Die höchste Erhebung des Gebietes ist der Schwarze Berg, 
1583 m, dessen Hauptkamm in schroffen Felswänden von W nach OÖ 
zieht. Gegen N fällt er verhältnismäßig weniger steil und weniger ge- 
gliedert ab, nach allen übrigen Richtungen sendet er verschiedene 
Arme und Kämme aus, die besonders gegen Golling hin in eine Reihe 
von Hügeln auslaufen, während nördlich davon das Voreck einen 
von S nach N verlaufenden Höhenzug von mehr als 900 m Meeres- 


!) Fugger. Salzburgs Seen. Mitteil. d. Gesellsch. für Salzburger Landes- 
kunde. 1893. ea. XXXII, pag. 28. 
25* 


192 Prof. Eberhard Fugger. [#] 


höhe bildet. Eine zweite selbständige Berggruppe kulminiert im NO 
des Gebietes im Klingelberg, 1366 m, eingeschlossen vom See- 
waldsee, dem Weitenauer Bache und dem Marchgraben. 


Die Hügel der Ebene. 


In der Salzachebene erheben sich einige isolierte Hügel zwischen 
Kärterer Bach und Mitterbach; der nördlichste derselben, das bereits 
erwähnte Auerhölzl am linken Ufer des Kärterer Baches zwischen 
dem Wirtshause „zum Schwan“ und der Kellau, besteht aus Roßfelder 
Sandstein, der südlichste, der Karstein, in der Generalstabskarte mit 
der Höhenangabe 495 m bezeichnet, mit seinem kleinen Vorhügel an 
der Mayerhofer Otz, gehört den Hallstätter Schichten an. Es 
sind graue feinkörnige, fast dichte, massige Kalke, die in einem ehe- 
maligen Steinbruche an der Südseite des Hügels aufgeschlossen sind; 
„an der nördlichen Spitze ist das klotzige Hallstätter Gestein typisch 
entwickelt, aber fossilleer* (B). 


Der Kärterer Bach. 


Am Ostrande der Ebene liegt das Wirtshaus „zum Schwan“ in 
der Strubau. Hier treten die ersten Kalkplatten auf, und zwar 
Öberalmer Kalke mit Hornsteinknollen: in den kleinen Steinbrüchen 
daselbst ist die Lagerung etwas verworren, aber im allgemeinen in 
h 9 mit flachem Einfallen nach NO; etwas weiter bergeinwärts, bei 
der Schmiede, stehen sie steil und fallen nach SSW. Bald nachdem 
die Fahrstraße von Kuchl her auf das linke Ufer des Kärterer Baches 
übersetzt, etwa 400 Schritte oberhalb der Schmiede, stehen direkt 
am rechten Ufer dünnschichtige graue Mergel an, flach liegend in 
gebogenen Schichten, welche bereits den Schrammbachmergeln an- 
gehören „und einige Ammoniten führen“ (B). Die Uberlagerung des 
Jura ist daher hier entschieden nicht regelmäßig; vielleicht zieht 
schon an dieser Stelle eine der vielen Bruchlinien des Gebietes durch. 
Wenige, etwa 20 bis 30 Schritte weiter oben trifft man ebenfalls am 
rechten Ufer schwarze zerknitterte Mergelkalke mit weißen Adern. 
„Von dieser Stelle bis hinauf nach Grubach beobachtet man an beiden 
Bachufern mächtige Massen von Neokomgestein, das vorherrschend 
bachauswärts, etwa nach WSW fällt und von der Grabenmühle an 
größtenteils den zementmergelartigen Habitus der Schrammbach- 
schichten besitzt. Aptychen sind in den Mergeln nicht gerade selten“ (B). 
Aber auch Kalke treten in diesen Schichten auf. 

Unmittelbar hinter, das heißt oberhalb der Grabenmühle 
stehen am rechten Ufer die Kalke an, dicht, grau bis gelblich mit 
weißen Adern, partienweise mit Hornsteinknollen, häufig zerdrückt und 
zerquetscht, hie und da mit ganz dünnen Zwischenlagen eines schwarzen 
Mergelschiefers, aber auch mit einzelnen kompakten Bänken, deren 
Mächtigkeit mehr als 1 m beträgt. In 555 m Meereshöhe beobachtet 
man am linken Ufer etwa 100 Schritte vom Bache entfernt eine Fels- 
wand, deren Gestein ebenfalls aus den dunkelgrauen Mergelkalken 
mit weißen Adern besteht. Bei der kleinen Mühle unmittelbar ober- 


[5] Die Gruppe des Gollinger Schwarzen Berges. 193 


halb der Grabenmühle zieht eine massige Kalkbank von 3 bis 4 m 
Dicke durch. In zirka 600 m Höhe steht eine verfallene Mühle; hier 
ist an der Fahrstraße am linken Ufer ein dünnblättriger Kalk, 
eigentlich ein Mergelschiefer mit weißen Kalkspatzwischenlagen ent- 
blößt; im Bache selbst jedoch lagern Bänke von 10 bis 60 cm Mäch- 
tigkeit. Etwa 10 m höher stürzt der Bach über eine mächtige klotzige 
Kalkbank als Wasserfall in die Tiefe. Der Kalk ist körnig, bräunlich- 
grau mit blauen und grünen Punkten, hin und wieder mit roten 
Hornsteinknollen sowie durchzogen von hellen und dunklen dünnen 
Adern; am Wege (linkes Ufer) dagegen steht wieder der dünnbankige, 
dunkelgraue bis schwarze, zerknitterte Mergelkalk mit weißen Kalk- 
spatadern und einzelnen Eisenkiespünktchen an. Bei 630 m führt eine 
Brücke, die erste im Graben, ans rechte Ufer; hier läßt sich die 
Lagerung der Mergelkalke bestimmen in h 8, 10° mit 34° Einfallen 
nach SW. 

Die Straße zieht den Bach entlang aufwärts etwa in der Richtung 
von W nach O oder WSW nach ONO; die Schichten der Schrammbach- 
mergel und Mergelkalke sind derart gebogen, daß die Straße von 
den jüngeren Schichten immer tiefer in die älteren eintaucht, dann 
aber wieder aus den älteren in die jüngeren aufsteigt. In 650 m Höhe 
trifft man reingrauen, ziemlich dunklen Kalk; bei 670 m oberhalb 
der zweiten Brücke stehen am linken Ufer Roßfeldschichten an; 
man befindet sich hier überhaupt in den jüngeren Kalken, welche 
besonders in 695 m Höhe mit den dichten, bräunlichgrauen, hellen 
Kalken niit weißen Adern und partienweisen Einlagerungen von Horn- 
steinknollen, wie sie hinter der Grabenmühle auftreten, vollkommen 
übereinstimmen. Ihre Lagerung ist hier in h 8, 5° mit 5° Einfallen 
gegen SW. Am linken Ufer beobachtet man an dieser Stelle hellgraue, 
dünnschichtige Mergelschiefer in der Mächtigkeit von mindestens 8 m. 

In 710 m Höhe überschreitet man die vierte Brücke; gleich 
oberhalb derselben stehen geschichtete Schrammbachmergelkalke an, 
dicht, grau, stellenweise mit dicken, weißen Kalkspatadern, an den 
Schichtflächen rein mergelig, in Platten von 3—5 cm Mächtigkeit und 
darüber. iO m höher befindet sich die fünfte Brücke, sie leitet den 
Weg aufs rechte Ufer hinüber; die Schichten der Kalkmergel und 
Mergelschiefer sind hier stark gebogen und die Wände erreichen 
am linken Ufer eine Höhe von 80-100 m, am rechten sogar eine 
solche von 120—150 m. Wenig weiter oben ist am rechten Ufer ein 
ehemaliger Steinbruch, der aber heute als solcher kaum mehr kenntlich 
ist; es sind dünnplattige Mergelschiefer, hell- oder dunkelgrau, mit 
weißen Spatadern, sie enthalten ziemlich viel Aptychen und Fucoiden, 
auch schlecht erhaltene Ammoniten sowie einen Brachiopoden, der 
wohl Terebratula diphya Colon sein dürfte. 

In 725 m Höhe zwischen der sechsten und siebenten Brücke 
sieht man am linken Ufer wieder dünnplattige Roßfelder Mergelschiefer 
und sandige Mergel, in 750 m Höhe endlich befindet man sich auf 
der Höhe von Grubach, im sogenannten Grubachboden. Dieser 
ist hügelig und mit Vegetation bedeckt, die Bäche, der Kärterer Bach 
mit seinen Zuflüssen, dem Lienbach und Grubbach, sind nicht tief 
ins Terrain eingeschnitten; dennoch entblößt der erstere an seinem 


194 Prof. Eberhard Fugger. [6] 


linken Ufer die Fläche eines Gipslagers, das weißen Gips durch- 
zogen von schwarzen Tonadern und hie und da Durchschnitte einer 
Schnecke enthält, welche lebhaft an Aissoa alpina erinnern. Die 
neokomen Mergel fallen hier durchaus nach SO, sie fallen also unter 
den Gips ein, „der doch jedenfalls den Werfener Schiefern angehört, 
dessen Schichten annähernd oder ganz dasselbe Einfallen zu haben 
scheinen“ (B). 

Geht man am Lienbach aufwärts, so findet man Spuren von 
Salzgebirge im Bache, während höher am rechten Ufer sich hie und 
da Schrammbachschichten bemerkbar machen; in weiterer Entfernung 
vom linken Ufer scheinen Werfener Schiefer anzustehen. An diesem 
unteren Bachlaufe ist der Fundort der berühmten Blauquarze. 
Diese Quarze sind, wenn sie vollständig entwickelte Kristalle bilden, 
entweder farblos oder von nur schwach lichtblauer Farbe, die un- 
deutlich kristallisierten oder derben Stücke dagegen sind indigo- bis 
berlinerblau gefärbt und stets von erdigem oder faserigen Kroky- 
dolith begleitet, welcher von mattem Glanze, lichtblau, offenbar dem 
Quarze die Farbe gibt. Andere begleitende Mineralien sind Braun- 
eisenerz, Kalkspat, Dolomit und Speckstein. Die Blauquarze und 
Krokydolithe finden sich hier nicht anstehend, sondern sind lose im 
Schutt enthalten; der Ort, wo sie anstehen, ıst nicht bekannt. Sie 
entstammen aber höchstwahrscheinlich den Werfener Schiefern, die 
ja am Lienbach entlang an verschiedenen Stellen anstehen. Im Auf- 
wärtsschreiten trifft man am rechten Bachufer eine Wand von Gips 
von etwa 25 m Höhe, unterhalb lagert grauer Gipsmergel. In 797 m 
Meereshöhe beobachtet man im Gipsterrain am linken Ufer ein vier- 
eckiges Loch von dem Aussehen eines zusammengewachsenen Stollens, 
jedoch ohne jede Spur von Zimmerung; aus dem Loche fließt eine 
Quelle. Es liegt die Vermutung nahe, daß hier ein alter Stollenbau 
vielleicht auf Brauneisenstein bestand, aus welchem auch die Blau- 
quarze stammen könnten. Weiter oben steht abermals eine hohe 
Gipswand am Wege (rechtes Ufer) und hier findet man im Bache 
(800 m ü. d. M.) auf eine längere Strecke aufwärts zahlreiche, ziemlich 
große Trümmer eines dunkelgrünen, melaphyrartigen Gesteines, welches 
jedenfalls aus nächster Nähe dieses Auftretens stammen muß; den 
Ort selbst habe ich nicht gefunden und er dürfte auch in dem 
vielfach verstürzten Terrain schwer zu finden sein. Weiterhin ist der 
Bach auf 10 m durch eine Rutschung verschüttet, das Wasser fließt 
durch den Gips unterirdisch hindurch und kommt dann aus einem 
Loche wieder zum Vorschein. Auf dem Abgerutschten stehen Bäume 
in fast normaler Stellung. Bei dieser Stelle steht am Wege eine hohe 
Wand von Schrammbachschichten und kaum 100 Schritte weiter oben 
(845 m) wieder eine Gipswand von etwa 30 m Höhe. An den Quellen 
des Baches kommen hie und da die Roßfeldschichten zutage. 

ÖOstsüdöstlich von Grubach befindet sich der große Gips- 
bruch?), etwa 810 m ü. d. M., er besitzt eine Länge von mehr als 
150 m. Sein Gips ist ziemlich rein, stellenweise vollkommener Ala- 
baster, und auf seinen Lager- und Kluftflächen findet sich häufig 


!) Siehe H. Wolf, Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1873, pag. 47. 


ST DZ Ze 


BU Zi 


Be Ir. 


[7] Die Gruppe des Gollinger Schwarzen Berges. 195 


reiner kristallinischer Schwefel ausgeschieden. Durch die Wände des 
Steinbruches sind viele sehr schöne Schlote ausgewaschen sowie 
viele Wasserrinnen mit fein ziselierten Kerbungen. _ An einer Stelle 
sah ich eine kleine Menge umbraartigen Gesteines. Überall am oberen 
Rande der Wände sieht man den Gips direkt von Humus und Vege- 
tation überdeckt. Das Gipsterrain dieser Gegend, dessen Größe mehr 
als 1 km? beträgt, zeigt alle jene nur denkbaren Formen, welche 
durch Auslaugung so weichen Gesteines in langer Zeit sich ergeben. 
Der Grubachwald ist ein fortwährender Wechsel von runden Hügeln 
und runden, oft tiefen Trichtern, die sich in den Gips eingefressen 
haben, welcher ohne jede andere Decke als die des Humus und der 
darauf befindlichen Vegetation an die Oberfläche tritt. „Auch dieser 
große Gipsbruch wird gegen SO abermals scheinbar von Roßfeld- 
schichten, die nach NW fallen, unterlagert, welche auch hier zahl- 
reiche schlecht erhaltene, verkieste Ammoniten und eine diphya- 
artige Terebratel enthalten. Ostlich davon breitet sich ein weites, 
flaches, zum Teil sumpfiges Alpengebiet aus“ (B). 

Von Grubach führt ein Weg den Grubbachgraben entlang 
zum Bachgut; am rechten Ufer steht meist Gips an, der hier wieder 
in mehreren ziemlich großen Steinbrüchen gewonnen wird, am linken 
Ufer oberes Neokom. Aber auch auf dem rechten Ufer finden sich 
an manchen Stellen Roßfeldschichten direkt am Gips, und zwar 
wieder denselben unterteufend. Die Roßfelder Mergel bilden Platten 
von 15—30 cm Mächtigkeit und enthalten zahlreiche sehr kleine 
Aptychen; sie liegen in h 4, 8° und fallen unter 45° nach NNW. 
Am oberen Ende des Grabens, gerade unter dem Bachgute, steht ein 
glaziales Konglomerat an; auf der Höhe daselbst liegt wieder Gips 
und auch hier fallen die neokomen Schichten unter denselben ein. 
„Vom Bachgute gegen den Schwarzen Berg hin erheben sich einzelne 
Hügel mit hornsteinführenden Kalken, ähnlich denjenigen, welche 
an “den Roßfeldabstürzen gegen die Trockentannalpe auftreten und 
trotz ihrer auffallenden Ähnlichkeit mit den Oberalmer Kalken den 
Roßfeldschichten zugezählt werden müssen“ (B). 

Wandert man von Grubach aus am Kärterer Bach auf dem 
Fahrwege aufwärts, der allmählich teils durch waldiges, teils durch 
feuchtes und sumpfiges Terrain ansteigt, so errreicht man in 780 m 
Höhe eine kleine ebene Fläche am rechten Bachufer, in deren 
Bintergrund sich eine Felswand von 40—50 m Höhe erhebt, deren 
Gestein ziemlich reiner Gips mit Einlagen von einzelnen größeren 
Tonklumpen ist. Wenige Meter über dieser Stelle schneidet die Straße, 
welche am rechten Bachufer hinführt und hier steil ansteigt, grauen 
Gipston an und etwas weiter oben treten Tonschiefer mit Lingula 
tenuissima Br. zutage. Bei 860 m ist ein scheckiger Gips aufgeschlossen, 
in mehr oder weniger weißem Gips finden sich zahlreiche Punkte 
und Adern von schwarzem Ton. Etwa 20 m höher stehen an beiden 
Ufern graue Roßfelder Sandmergel an in h 3, 8° mit 50° Einfallen 
nach NW, also ebenfalls wieder unter den Gips dringend. Weiter 
oben sind den Sandmergeln wiederholt metermächtige Bänke von 
dunklem festen Sandstein mit weißen Adern eingelagert. 

Bei Mooseck befindet man sich an einer Biegung des Baches; 


196 Prof. Eberhard Fugger. [8] 


während der Lauf desselben zwischen Mooseck und Grubach die 
Richtung von S nach N hat, fließt der Oberlauf von O nach W. Hier 
(875 m) steht wieder ein junges Konglomerat an; die Gegend rings- 
herum ist hügelig, die Hügel gehören den Roßfeldschichten an; am 
Bache selbst ist Sumpf, dessen Unterlage, nach den einzelnen Find- 
lingen und kleinen Aufschlüssen zu schließen, die Werfener Schiefer 
bilden. Der isolierte Hügel unmittelbar südöstlich von Mooseck ist 
mit zahlreichen Gesteinstrümmern verschiedener Provenienz bedeckt, 
seine Unterlage dürfte wohl schon dem Ramsaudolomit, der in seiner 
Nachbarschaft auftritt, angehören, „während der Höhenzug, welcher 
das rechtseitige Gehänge des oberen Kärterer Baches bildet, östlich 
vom Bachrainergut wieder anstehendes Gipsgebirge, überlagert von 
einer unbedeutenden Dolomitmasse, zeigt. Vom Bachrainer dehnen 
sich gegen SW und W Alpenwiesen aus, deren steiler Südabfall von 
den vorher erwähnten knolligen, hornsteinführenden, dunklen Kalk- 
mergeln der Trockentannalpe gebildet wird“ (B). 

In der Meereshöhe von beiläufis 880 m verläßt man im oberen 
Kärterer Graben das Terrain der Werfener Schiefer und tritt am 
linken Ufer direkt an den Fuß des Schwarzen Berges, das sogenannte 
Gseng, und hier steht Ramsaudolomit an, an welchem man durch 
eine Strecke von zirka 250 m hinwandert, während am rechten Ufer 
sehr spärlich Roßfeldgesteine zutage treten. Weiterhin ist das Gehänge 
mit Schutt überdeckt; aber in der Höhe von 900 m findet man nicht 
ein einziges Stück Dolomit mehr, dagegen helle und graue Dachstein- 
kalke, Lithodendronkalke, rote Liaskalke mit Crinoiden und Belemniten 
als Trümmergestein. Bei 920 m erhält der Bach von links einen 
Zufluß und nun führt der Weg, der schon lange aufgehört hat, ein 
Fahrweg zu sein, zwischen den beiden Bächen auf glazialem Schutt 
aufwärts bis zur Höhe von 945 m, zur Quelle des linkseitigen Baches. 
Bei 950 m steht man an der Quelle des Kärterer Baches am Fuße einer 
Felswand eines hellen, rötlichgelben Kalkes ohne Versteinerungen. 

Der Graben zieht noch in der gleichen Richtung eine Strecke 
aufwärts und in 965 m liegt die Wasserscheide zwischen dem Kärterer 
und Weitenauer Bache. Dieser Punkt bietet einen guten Überblick 
über die obere Weitenau und deren östlichen Hintergrund, den Klingel- 
berg mit dem Ameseck. Die Felswände des Schwarzen Berges zeigen 
hier den eben beschriebenen hellen Kalk. Beim Abstiege in das 
Weitenauer Tal sind dann an vielen Stellen die sandigen Mergelschiefer 
der Rußfeldschichten aufgeschlossen. 


Der Mitterbach 


hat, wie schon eingangs erwähnt, seine Quellen am Westgehänge des 
Schwarzen Berges im Dachsteinkalk und Hauptdolomit. Beiläufig in 
der Meereshöhe von 900 m dürfte hier die Grenze zwischen Haupt- 
und Ramsaudolomit liegen und erst in dieser Höhenlage entwickelt 
sich der eigentliche Graben. Die Talwände zu beiden Seiten, besonders 
an der rechten, sind ziemlich steil, doch sind einzelne Einschnitte 
vorhanden, durch welche Wege auf den Grabenrand hinaufführen ;' so 
zieht sich ein Weg an der linken Talseite hinauf zur Lehngriesalpe 


[9] Die Gruppe des Gollinger Schwarzen Berges. 197 


durchaus über Ramsaudolomit, ein zweiter Weg in einem Seitengraben 
auf derselben Seite zur Einsattelung zwischen dem Südwestausläufer 
des Schwarzen Berges und dem Haidberge; es ist dies jener Berg, 
welcher in der Generalstabskarte als Haarberg unmittelbar südlich 
von Hinter-Kellau bezeichnet wird. Es existiert aber noch ein zweiter 
Haarberg mit der Kuppenhöhe 1115 m östlich von diesem und darum 
ist es besser, bei der alten Bezeichnung Haidberg für die westliche 
Kuppe mit der Höhenangabe 673 m zu bleiben. 

Dieser letztere Weg, welcher zum Bauernhause Haarötz (eigent- 
lich Haidötz), 720 m, nahe unterhalb der Wasserscheide gegen das 
Lammertal hinaufführt, scheint der Hauptsache nach über Werfener 
Schiefer zu gehen, denn an verschiedenen Stellen von der Talsohle 
bis oben findet man einzelne grüne und rote Schiefer und die Mulde 
von Haarötz sowie die Eintiefung des Abstieges gegen Scheffau ist 
sicher dem Werfener Schiefer und Gipsterrain angehörig. In 675 m 
Höhe ist an diesem Wege im Mitterbachgraben Ramsaudolomit an- 
stehend; weiter unten — bei 600 m — zeigen sich Reste einer 
Moräne mit gekritzten Steinen. 

Am rechten Ufer des Mitterbaches führt ein Weg hinauf zum 
Haarecker Bauer; auch an diesem Wege ist der Ramsaudolomit viel- 
fach aufgerissen und treten die Werfener Schiefer, sehr steil gestellt, 
rot und sandig, dann grau in Verbindung mit Gips mehrfach zutage. 

So wie man den eigentlichen Talboden (520 m) betritt, hat man 
die kleine Ebene der Hinter-Kellau vor sich, durch welche sich der 
Bach langsam hinwindet; die Ränder des Tales lassen vielfach die 
Werfener Schiefer in einzelnen Fundstücken zutage treten, während 
die Mitte des Tales von jüngeren Schottern bedeckt ist und rechts 
und links die Ramsaudolomite emporragen. Nach einer Strecke von 
700 bis S00 m verengt sich wieder das Tal und der Bach fällt in 
kleinen Kaskaden zwischen Öberalmer Kalken, welche von O nach W 
streichen und steil nach N fallen, abwärts in die Ebene der Vorder- 
Kellau. Unmittelbar oberhalb der Bachschlucht führt ein Graben am 
linken Ufer hinauf nach St. Anton; hier auf der Einsattelung zwischen 
Haidberg und Rabenstein tritt ebenfalls wieder vom Tal bis zur Höhe 
Werfener Schiefer auf zwischen dem Ramsaudolomit des Haidberges 
und den Oberalmer Schichten der südöstlichen Partie des Rabenstein. 
Dieser Aufriß bis auf das Gipsgebirge zieht sich hier ebenso wie 
jener der Haarötz auf die jenseitige Berglehne hinüber und an der- 
selben hinab. 

Die Ebene unterhalb der Schlucht des Mitterbaches, also gewisser- 
maßen seine unterste Talstufe, bildet ein Rechteck von etwa 400 m 
Länge längs der Bachrichtung und über 300 m Breite; ihr Boden 
gehört dem Alluvium an. Am unteren Rande der Bachschlucht beob- 
achtet man noch auf eine kurze Strecke hin gegen N die Oberalmer 
Kalke, aber schon 100 Schritte vom Bach entfernt tritt ein massiger 
Fels auf von hellem, sehr dichten, klingenden Kalk, den ich mit 
Bittnerals den Hallstätter Schichten angehörend bezeichnen möchte. 
Am Fuße dieses Felsens lagert eine Moräne mit gekritzten Steinen. 
„Zwischen den Oberalmer Kaiken und den hellen Hallstätter Kalken 
reicht quer eine Spur von Gipston hinein, welche, wie es scheint, 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (E. Fugger.) 296 


198 Prof. Eberhard Fugger. [10] 


direkt von bröckligem, hellen Ramsaudolomit überlagert ist“ (B). Die 
Nordostseite der Ebene begrenzt ein steiles grasiges Gehänge, an 
welchem hie und da die typischen grauen Roßfelder Sandsteine zutage 
treten, „größtenteils flach liegend, an manchen Stellen Ammoniten 
führend“ (B). Die Südseite wird von den Hallstätter Kalken des 
Rabenstein begrenzt; die Begrenzung der Ebene an der Westseite 
geschieht durch ein kurzes, schmales und niedriges Band von Ober- 
almer Kalken, welches zwischen die Hallstätter Kalke des Rabenstein 
und die Roßfelder Sandsteine des Voreckes eingeschaltet ist. 

Nachdem der Bach diese Oberalmer Kalke durchschnitten hat, 
tritt er in die diluviale Ebene des Salzachtales ein. Er fließt noch 
eine Strecke am Fuße des Rabenstein hin, „dessen Felsmasse hier 
typisch entwickelter Hallstätter Kalk ist. Man findet in demselben 
zahlreiche Ammonitenbrut sowie einige größere Arcesten; die Farben 
des Gesteines sind so schön und bunt wie bei Hallein und Hallstatt“ (B). 
Weiterhin wendet sich der Bach gegen NW, fließt an dem Hallstätter 
Kalke des Karstein vorüber und tritt jenseits der Reichsstraße in 
das Alluvialgebiet ein, um nach kurzem Laufe in die Salzach zu 
münden. 


Die Lammer 


tritt unterhalb Voglau bei der Bichler Brücke in das Gebiet des 
Schwarzen Berges und bildet dessen südliche Grenze. Die Straße von 
Abtenau nach Golling führt von hier ab am Lammerufer entlang, und 
zwar in der Schlucht an deren linkem Ufer, nachdem sie dieselbe 
verlassen hat, am rechten. Die Schlucht, welche einerseits vom Haar- 
berg und dessen östlichen Ausläufern, den Höhen des Wallingwinkels, 
anderseits von den Gehängen des vorderen und hinteren Strubberges 
eingeschlossen wird, besitzt eine Länge von 3°5 km und bietet manche 
Partie von ganz besonderer landschaftlicher Schönheit. 


Gleich unterhalb der Bichler Brücke beginnt die Klamm in- 


dünn- und diekbankigem dunklen Muschelkalk, welcher zum Teil 
dolomitisch ist; seine Schichten sind etwas hin und her gebogen, aber 
konstant nach NO oder NNO fallend, eine ansehnliche Masse, zunächst 
nur von Schutt überlagert. Prächtige Kesselbildungen zeigen sich an 
den Ufern, welche von dem schön grünen, klaren Wasser des Flußes 
bespült werden, das stellenweise sogar tief smaragdgrüne Färbung zeigt. 
Eine fahrbare Brücke führt alsbald über den Bach, dann folgt am 
rechten Ufer die Mündung des Aubaches, welcher etwa 1 km oberhalb 
derselben einen schönen Wasserfall bildet. 

Bald erweitert sich die Schlucht und Moränenmaterial und Schutt 
bedecken den Boden; während an dem rechtseitigen Gehänge meist 
der Muschelkalk in Wänden steht, ist er an der linken Talseite nur 
hie und da zu sehen. Dann folgt am linken Ufer eine Stelle von etwa 


2 m Länge voll grünen und roten zerreiblichen Gipsmergels, darauf 


wieder dunkler, weiter auswärts zum Teil breccien- oder rauhwacken- 


artiger Muschelkalk, stellenweise von Moräne überdeckt. Ein schmaler | 


Steg führt über die Lammer. Nicht weit unterhalb desselben biegt 
der Muschelkalk, welcher fast stets nach NO fällt, an einer Stelle 


| 
| 


[11] Die Gruppe des Gollinger Schwarzen Berges. 199 


nach SW um, um bald darauf seine ursprüngliche Lage mit Nordost- 
fallen wieder einzunehmen. Von dem Bache, welcher das Tal zwischen 
Vorder- und Hinter-Strubberg bewässert, auswärts folgt ein ausge- 
dehntes „Werfener Schiefergebiet mit einem der außerordentlichsten 
Profile, die man im Werfener Schiefer haben kann. Das Hangende 
sind dunkle kalkige Lagen, auf deren Schichtflächen sich glimmerige 
Auflagen befinden. Sie enthalten Naticella costata, Myophoria costata 
und andere Versteinerungen; dann folgen mehr glimmerige, sandige 
und weniger kalkige Schichten, grau und grünlich, vorherrschend 
dunkel gefärbt, mit zahlreichen von Petrefakten erfüllten Bänken. 
Endlich folgen die roten Schiefer, steil nach NO fallend, welche das 
Nordostgehänge des Vorder-Strubberges bilden“ (B). 

Weiterhin ist das Gehänge wieder mit Moräne bedeckt, unter- 
halb der Mündung des Wallingwinkelbaches tritt abermals der Muschel- 
kalk auf, teilweise von jungem Konglomerat überdeckt. Die Straße 
steigt nun ziemlich steil an „zwischen Kalkwänden von dunkelgrauer 
bis rötlichgrauer Farbe; die Kalke zeigen den Typus der Hallstätter 
Kalke. In herabgestürzten großen Blöcken fand Bittner Monotis 
salinaria. Weiterhin stehen diese Kalke steil aufgerichtet, sind dünner 
geschichtet und zum Teil knollig, etwas an Pötschenkalk erinnernd. 
Am rechten Ufer jenseits des Veitsbrückels sind die Kalke etwas 
heller und ebenfalls petrefaktenführend“ (B). In diesem Hallstätter 
Zuge sind die Lammeröfen ausgewaschen, eine sehr tiefe, enge, 
stellenweise nur 1 »» weite Schlucht, durch welche ein schmaler Steig 
hindurchführt. Weiter aufwärts gegen die Sattelhöhe der Straße tritt 
wieder Muschelkalk auf, schwarzes, rutschiges, zum Teil sehr zer- 
trümmertes Gestein. „Auf der Sattelhöhe selbst ist eine Moorwiese 
mit Tonunterlage voll Cyclas sowie zerfetzten Werfener Schiefern in 
Brocken. Weiter abwärts lagert heller Ramsaudolomit, unter welchen 
wieder dunkle rutschige Schiefer und Kalke, welche hie und da dünn- 
plattig und voll Kieselnadeln sind, in sehr gequälter Stellung gegen 
NO einfallen. Unmittelbar oberhalb der großen Lammerbrücke bei 
der Dampfsäge steht am linken Ufer konglomerierter Flußschotter 
voll fremdartiger, auch kristallinischer Gesteine, lebhaft an das Salz- 
burger Konglomerat erinnernd“ (B). Diese Bank erreicht eine Höhe 
bis zu 20 m. 

Umstehendes Profil (Fig. 1) dürfte die Lagerung der Schichten 
an der Lammerstraße versinnlichen. 

Am rechten Lammerufer jenseits der Brücke steht eine Dampf- 
säge und eine Restauration auf Alluvialboden. Die Straße, welche an 
diesem Ufer weiterführt, schneidet zuerst hellen Ramsaudolomit an, 
dann folgt auf kurze Strecke dunkler Dolomit, hierauf wieder etwa 
200 Schritte heller Ramsaudolomit. Dann trifft man auf anstehenden 
kalkigen Werfener Schiefer und darüber dolomitischen Muschelkalk. 
Dieser kleine Aufschluß befindet sich etwa 100 bis 150 Schritte inner- 
halb km 65. Der ganze Aufschluß ist vielleicht 100 Schritte lang 
sichtbar, die Schichten liegen flach nach N fallend. 

Weiter aufwärts ist nun auf eine lange Strecke der Ramsau- 
dolomit des Haarberges anstehend, „welcher stellenweise ziemlich 
große Daktyloporen enthält“ (BJ). Am Fuße des Sonnberges lagert 

26* 


200 Prof. Eberhard Fugger. [12] 


vorerst eine Diluvialterrasse, dann tritt wieder der Ramsaudolomit 
auf. Weiterhin ist der Fuß der Berge abermals von Diluvium über- 
deckt. Von der Kirche Scheffau hinauf bis Haarötz und jenseits 
hinab in den Mitterbachgraben zieht sich ein Aufbruch von Werfener 
Schiefer, allerdings meist mit Vegetation bedeckt; aber in der Höhe 
von 525 m und wieder in 560 m befinden sich an diesem Gehänge 
lammerseits, also 44, beziehungsweise 79 m über der Talsohle, zwei 
Gipsbrüche, von denen der obere gegenwärtig (1904) in Betrieb ist. 
In diesem Gips findet man mitunter recht hübsche und große Tafeln 
von Fraueneis. 

Bei km 25 außerhalb Scheffau steht am Fuße des Haidberges 
wieder Ramsaudolomit an; dann folgt dort, wo die Straße direkt an 
die Lammer tritt, 175 Schritte innerhalb km 2°0, der anstehende Diorit- 
fels, dessen Aufschluß nur etwa 5—6 m lang und 3 m hoch ist, der 
aber deshalb unser Interesse erregt, weil er das einzige vulkanische 
Gestein ist, das in weitem Umkreise bisher anstehend getroffen wurde. 


Fig. 1. 
Hinter- Strubberg- Vorder- Lammer- 
strubberg. graben. strubberg. brücke. 


Idealprofil der Lammerschlucht. 


c — Junges Konglomerat. — k%k — Hallstätter Kalk. — mk — Muschelkalk. — 
w — Werfener Schiefer. 


Anschließend an den Diorit folgt wieder Ramsaudolomit, dann reicht 
das nasse Gehänge an die Straße, in welchem wir einzelne Stücke 
Werfener Schiefer finden. An der Südwestecke des Haidberges, 
dessen Gestein, soweit es Felsen zeigt, dem Ramsaudolomit angehört, 
verläßt die Straße die Lammer, steigt zur Diluvialterrasse auf, welche 
sich südlich vom Rabenstein zur Lammer hinzieht, und überschreitet 
dieselbe, um jenseits auf den Alluvialboden hinabzusteigen, wo sie 
sich mit der Reichsstraße Salzburg—Pongau vereinigt. Die Lammer, 
deren linkes Ufer von der großen Brücke bei der Dampfsäge an bis 
nahe an die Duscher Brücke entweder von jungen Ablagerungen oder 
von Muschelkalk gebildet wird, zeigt bei der Duscher Brücke am linken 
Ufer einen Aufschluß im Lias, am rechten ein diluviales, horizontal 


geschichtetes Konglomerat. Jenseits der Brücke fließt sie in alluvialem 


Boden der Salzach zu. 


Von den rechtseitigen Zuflüssen der Lammer kommt vor allen 
der untere Aubach mit dem Marchgraben und dem Weitenauer Bache 
in Betracht. 


ls ran 4 HE en nz 


[13] Die Gruppe des Gollinger Schwarzen Berges. 201 


Der Aubach 


mündet etwa 750 m unterhalb der Bichler Brücke in die Lammer. 
Er fließt durch und über Muschelkalk. Einige hundert Meter ober- 
halb seiner Mündung bildet er einen sehr hübschen, sehenswerten 
Wasserfall (Bichl- oder Aubachfall) über Kalkplatten, welche in h 8 
streichen und mit 22% gegen NO fallen. Oberhalb des Falles bildet 
der Muschelkalk auf eine lange Strecke bis zur Brücke nächst der 
großen Aubachmühle am rechten Ufer einen schönen und mäch- 
tigen, natürlichen Taloud. Weiter oben wird der Muschelkalk auf 
eine kurze Strecke von diluvialen Schottern überdeckt, welche sich 
am linken Ufer weiter hinziehen als am rechten. 

Von der Bichler Brücke am oberen Ende der Lammerschlucht 
führt eine Straße durch Muschelkalk am rechten Ufer der Lammer 
gegen N aufwärts und mündet nach Überwindung eines kleinen Hügels 
in die großherzogliche Jagdstraße. Der Kalk ist hier schwarz, aber 
von zahlreichen dünnen, weißen Kalkspatadern durchzogen. Die Jagd- 
straße führt über diluvialen Boden aufwärts, der gegen O hin von 
vielen kleinen Gräben durchfurcht ist, die in ihrem Untergrunde hie 
und da Werfener Schiefer entblößen. Auch der kleine Graben, welcher 
bei der Bichler Kapelle die Straße überquert, zeigt stellenweise die 
roten Schiefer. Unmittelbar oberhalb der Kapelle steht am Wege 
eine Moräne mit gekritzten Steinen an. Nachdem die Hauptsteigung 
überwunden ist, tritt die Straße ans linke Aubachufer, anfangs im W 
wieder an Muschelkalk vorüber, während sich östlich noch immer 
das Diluvium ausbreitet, bald aber ist das Diluvium abermals zu 
beiden Seiten der Straße, welche mit geringer Steigung im Walde 
hinführt, vorhanden. Schließlich treten Felswände zu beiden Seiten 
direkt an den Bach und der Raum für die Straße ist nur durch 
Absprengung derselben gewonnen. Das Gestein derselben ist schön 
geschichteter Hauptdolomit. 


Der Marchgraben. 


Nachdem man etwa 1 km in diesem Gesteine gewandert ist, 
mündet von N her der Marchgraben in den Aubachgraben, etwa 
615m ü. d. M.; eine Brücke führt ans rechte Ufer. Man verläßt 
die Jagdstraße, welche den Aubach entlang weiter gegen O führt, 
und wandert auf einem guten Reitwege im Marchgraben aufwärts. 
Die Bänke des Hauptdolomits streichen in h 9 und fallen unter 25° 
nach SW. 

Der Weg führt anfangs am linken Ufer hin, aber schon nach 
beiläufig 900 Schritten überschreitet man den Bach auf einer Brücke; 
oberhalb derselben ist der Dolomit so dicht und massig, daß in ihm 
kleine Wassertümpel ausgewaschen sind von vollkommen runden 
Formen und glatten Flächen, fast genau so, wie man sie im 
Hochgebirge auf massigem Gneisgranit oder sehr dichtem (Quarz- 
phyllit findet. Nun geht es den Bach entlang ziemlich steil aufwärts 
bis zur zweiten Brücke (635 m ü. d. M.). Unterhalb derselben sehen 
wir einen Wasserfall von 4—5 m Höhe. Der Dolomit ist geschichtet 


202 Prof. Eberhard Fugger. [14] 


und bildet Bänke von 5—40 cm und darüber; sein Streichen ist nun 
ziemlich von O nach W mit flachem Einfallen (15°) nach N. 

Eine kurze Strecke oberhalb der zweiten Brücke wird die 
Steigung wieder eine sehr geringe und man wandert in der engen, 
prächtigen Dolomitschlucht immer am Bache, meist nur wenige Meter 
über demselben, noch wenigstens 3 km hin. Nur hie und da erweitert 
sich die Schlucht ein wenig, dann findet man stets am Wege Moränen- 
reste mit gekritzten Steinen und einem Bindematerial, welches, vom 
Regen abgeschwemmt, auf dem Wege selbst unter Wasser zu einer 
so festen Masse erhärtet, daß sie sogar die Eindrücke der Nägel der 
Bergschuhe nur sehr schwer annimmt. An einer Stelle steht eine 
Dolomitbank von 60—70 cm Mächtigkeit an, welche vollkommen dünn- 
sebänderte Struktur zeigt. Je weiter wir vordringen, desto steiler 
wird der Dolomit; unterhalb der Mündung des vom Seebachsee herab- 
kommenden Seebaches in der Nähe der Jägerhütte, 730 m, stehen 
die Schichten senkrecht bei gleichbleibendem Ostweststreichen, weiter 
drinnen fallen sie steil nach N. In 795 m Höhe mündet rechts der aus der 
Einsenkung zwischen Trattberg und Frunst herabkommende Schwarzen- 
eckbach, eine dritte Brücke führt wieder an das rechte Ufer des 
Marchgrabenbaches. Unmittelbar oberhalb derselben fallen die Schichten 
des Hauptdolomits sehr steil nach N, sie stehen nahezu senkrecht. 

Der Weg steigt nun stark aufwärts, so daß man nach kurzer 
Strecke den Bach etwa 80—100 m tief in engster Schlucht neben 
sich hat. In 870 m Höhe steht bereits dichtkörniger Dachsteinkalk 
an, 10 m höher am Wege trifit man die ersten Durchschnitte von 
Megalodonten; das Streichen ist ungefähr dasselbe geblieben (h 5), 
dagegen das Einfallen steil (80%) nach S. Immer an demselben Ge- 
steine hin mit steil gestellten Schichten geht es aufwärts in der Schlucht, 
in 995 m Höhe stehen die Schichten wieder sehr steil nach N geneigt 
— Streichen in h 6 — die Mächtigkeit der Kalkbänke schwankt 
zwischen 10 und 40 cm, Lithodendren, Megalodonten und andere Ver- 
steinerungen treten hie und da, im allgemeinen aber nicht sehr häufig 
in den Kalken auf. Bei 1025 m steht die letzte Bank von Dachstein- 
kalk in h 6, 5° mit sehr steilem Einfallen nach S an; noch 120 Schritte 
weiter auswärts beobachtet man am Wege in dem Gesteine einen 
Megalodon und eine Chemnitzia. Unmittelbar an der letzten Kalkbank 
schließt ein Alpengatter den Weg ab. Hinter dem Gatter tritt das 
Terrain weiter auseinander, der Felsboden, welcher bisher meist 
nackt und in steilen Wänden an den Weg trat, weicht einem sanften, 
mit Gras bewachsenen Gehänge, nur unmittelbar hinter: der steilen 
Kalkbank sieht man am Wege hin in zahlreichen Biegungen hornstein- 
haltige Kalke in Bänken von 5—20 cm Mächtigkeit, an denen sich 


‚der Weg aufwärts zieht. Es sind Oberalmer Kalke. In der Meeres- 


höhe''von 1070 m, etwa 150 m von dem Alpengatter entfernt, gehen 
die'gebogenen Schichten allmählich in fast horizontal gelagerte Bänke 


üiberj#welche an’dem’ersten Seitenbache der rechten Talseite, 1090 m, 


-nsh()4 (streicheniund sehr flach.nach NNW fallen; ja‘ stellenweise 
liessen »dieSchichten fast ganz horizontal. Diese flach gelagerten Ober- 
almer (Kalkeroreichen »zurück!/bis an ıden.ÖBeginn. des Tales und auf 
"die ’ Höhen, welche (dasselbe ‚umsäumen. I nov Iistrmaze m 


[15] Die Gruppe des Gollinger Schwarzen Berges. 203 


Beim Alpengatter stehen wir daher an einer Bruchlinie, wie sie 
schöner nur selten aufgeschlossen sein dürfte. In der Terrainzeichnung 
der Generalstabskarte im Maßstabe 1:25.000 kommt dieselbe deutlich 
zum Ausdruck. Die unter den Oberalmer Schichten jedenfalls vor- 
handenen Hornsteinkalke, Liasschichten und Kössener Mergel kann 
man vom Wege aus nicht wahrnehmen, doch dürften sie unten in der 
Tiefe der Schlucht, die allerdings schwer zugänglich ist, sichtbar werden, 
denn weiter unten im Bache, wo man in denselben einsteigen kann, 
beobachtet man einzelne Rollsteine, die den obengenannten Forma- 
tionen angehören. Sehr bedeutend kann übrigens der Aufschluß in 
diesen Formationen nicht sein. 

Die nachstehende Figur 2 dürfte ein richtiges Profil längs der 
Bachrichtung beim Alpengatter geben. 

Der bereits erwähnte rechtseitige Zufluß des Marchgrabens, 
der Schwarzeneckbach, fließt, soweit er dem Gebiete des 


Fig. 2. 


Alpengatter. 


Profil der Bruchstelle am Alpengatter der Wiesler Alpe im Marchgraben. 


O0 — Oberalmer Kalk. :— 7 = Hornsteinjura. — L = Lias. — K Kössener 
Schichten. — D — Dachsteinkalk. 


Schwarzen Berges angehört, in seiner oberen Partie durch Lithoden- 
dronkalk und etwa von 870 m Meereshöhe ab in Hauptdolomit. Er 
mündet bei der ehemaligen Marchgrabenalpe in den Marchgrabenbach. 

Von größerem Interesse ist der Seebach. Dieser entspringt 
in dem Sumpfe westlich vom Seewaldsee und ergießt sich in letzteren 
nach einem Laufe von etwa 800 Schritten. Am Nordostende desselben 
fließt er aus dem See und mündet nach einem Laufe von etwas mehr 
als 1:5 km unterhalb der Marchgrabenalpe in den Marchgrabenbach. 
Der Seewaldsee liest in 1078 m, die Mündung in den Marchgraben- 
bach ungefähr 775 m, so daß die Höhendifferenz rund 300 m beträgt, 
woraus sich ein Gefälle von fast 20 Prozent ergibt. „Die Höhen 
nördlich und südlich des Seewaldsees sind dieselben Lithodendron- 
kalke, wie sie im Marchgraben und Schwarzeneckgraben anstehen, 
in. mächtiger Entwicklung mit Einfallen nach NW; darüber liegen 
knapp vor dem See mehr dünngeschichtete, dunkle, zum Teil flecken- 


204 Prof. Eberhard Fugger. [16] 


mergelartige Kalke, teilweise von Petrefaktendurchschnitten erfüllt, 
ohne Zweifel Kössener Mergel, untermischt mit dieken Bänken, die 
zum Teil Lithodendron führen. Diese Schichten streichen am südlichen 
Seerande, beziehungsweise am Nordabhange des Klingelberges hin“ (B). 
Unmittelbar am Südostrande des Sees und beim Ausflusse stehen 
jedoch Schrammbachschichten; die Kössener Mergel ziehen sich hinter 
diesen noch eine Strecke den Seeabfluß entlang gegen NO. Bald 
jedoch sendet der Bach seine zahlreichen Wasserfälle über Lithoden- 
dronkalke und tiefer unten über den Hauptdolomit. „Am Nordwest- 
rande des Sees, südlich unterhalb der Trattberggruppe, legt sich 
teilweise deutlich steil nach S fallend, der helle Schrammbachmergel 
an die Lithodendronkalke, welche die Wände bilden; ebenso zieht 
sich vom Südwestrande des Sees ein Band dieser Schrammbachmergel 
segsen SW in die Weitenau, wo sie von den die verschiedenen un- 
bedeutenden Höhenzüge bildenden Roßfeldschichten normal überlagert 
werden“ (B). 


Die Weitenau. 


Nur durch eine ganz unbedeutende Wasserscheide (1095 m) 
werden die Quellen des Weitenauer Baches von jenen des Seebaches 
getrennt; während letzterer im OÖ der Wasserscheide seinen Ursprung 
hat, entspringt ersterer an ihrer Westseite. Ganz nahe dem Ursprunge 
der Quelle trifft man noch im Sumpfterrain (1090 m) plattige Schramm- 
bachmergel anstehend, welche flach nach SW fallen. 

Am linken Ufer des Oberlaufes des Weitenauer Baches lagern 
Roßfeldschichten, am rechten Schrammbachmergel, welche von den 
Lithodendronkalkwänden des südlichen Abhanges der Trattberggruppe 
und der Fagerwand überragt werden. In der östlichen Partie zeigen 
sie eine wellenförmig gebogene Schichtung (Fig. 3), weiter gegen W 
wird ihre Lagerung sehr eigentümlich. „Die von der Ferne einheitlich 
und kompakt aussehende Kalkmasse erscheint durch eine große Anzahl 
etwa in östlicher Richtung sehr schief in die Abhänge hinein ver- 
laufender Brüche in zahlreiche dünne Streifen zerlegt, deren Schichten 
gegen O im allgemeinen nach N bis NW fallen, sich gegen W aber 
ganz übereinstimmend in sonderbarer Weise windschief krümmen und 
drehen, so daß ihr Fallen aus dem nordwestlichen allmälich in ein süd- 
westliches übergeht. Man hat daher hier ebensoviele Wiederholungen 
der Schichten vom See bis gegen St. Wilhelm und kommt, trotzdem 
man eine riesig mächtige Schichtfolge zu durchschreiten scheint, doch 
aus einer und derselben Gruppe nicht heraus. Es bestehen die Ab- 
hänge tatsächlich aus Lithodendronkalk, wie abgestürzte Blöcke in 
dem Trümmermeere unterhalb der Fagerwand bei St. Wilhelm be- 
weisen. Im allgemeinen aber sind petrefaktenführende Blöcke hier 
sehr selten“ (B). Die Wände und Gehänge, welche zwischen St. Wilhelm 
und dem Zimmereck unter den Schrammbachmergeln aufsteigen, ge- 
hören ebenfalls dem Lithodendronkalke an. 

Bei dem Bauernhause, südöstlich von St. Wilhelm fließt der 
Bach durch Moränenlehm, weiterhin bildet er dann einen tiefen 
Graben, bis er bei der Kapelle (830 m) die bisherige westliche 


u 


[17] Die Gruppe des Gollinger Schwarzen Berges. 205 


Richtung verläßt. „Dieses plötzliche Umbiegen des Weitenauer Baches 
gegen Osten an einer Stelle, die durch nahezu keine bemerkbare 
Höhe getrennt ist von dem viel tieferen Einrisse, welchen der Lien- 
bach in seiner Richtung gegen SW, gegen Grubach hin erzeugt, ist 
höchst sonderbar. Der Nordrand dieser Höhe bei der Kapelle ist 
noch sandiger Neokommergel, jenseits derselben lagert sofort Gips in 
großen Massen“ (B). 

Südlich vom Bauernhofe Lienbach zieht sich an der rechten 
Seite des Weitenauer Baches, der von der Kapelle ab über Weide- 
und Wiesengrund hinfließt, der Grabenwaldrücken hin, an dessen 
Südwestgehänge der Grubbach und Kärterer Bach entspringen. Sowohl 
dieses als das Nordostgehänge zeigen wenig Aufschlüsse, nur hie und 
da treten die Mergel und Sandsteine der Roßfeldschichten, manchmal 


> 


24: 


Die Fagerwand. 


Aufgenommen vom Wege zum Seewaldsee in 1080 m Meereshöhe. 


auch mit Ammonitenbruchstücken zutage. Oberhalb Aschau befindet 
sich im Tale ein kleines Torflager. Bei Schönleiten und noch etwas 
südlicher beobachtet man wieder Roßfeldschichten, und zwar steil 
gegen S fallend, während sie am südlichen Teile des Grabenwald- 
rückens jenseits der Quellen des Kärterer Baches schon nach NW 
oder N einfallen. 

Unterhalb der Ortschaft Seebach reicht vom Seewaldsee her 
ein Streifen Schrammbachschichten bis an die Diluvialebene, welche 
der Weitenauer Bach hier in etwa 760 m Meereshöhe durchfließt. An 
einzelnen Stellen tritt Lehm zutage, der von einer Torfschicht 
bedeckt ist, über welcher Schotter lagert; an anderen Punkten der 
Ebene sind Moränen mit deutlich gekritzten Steinen bloßgelegt. Am 
Nordostrande dieser Fläche treten die Schrammbachschichten auf 
und südöstlich an diese anschließend die Lithodendronkalke des Klingel- 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (E. Fugger.) 97 


906 Prof. Eberhard Fugger. [18] 


berges. Daran stoßen im S wieder die Schrammbachmergel, welche 
sich in einem schmalen Bande nach Greinwald hinauf und jenseits 
der Höhe angelagert an die Dachsteinkalke hinabziehen bis ungefähr 
zu dem Punkte, wo der Weitenauer Bach aus seiner südöstlichen 
Richtung in die rein östliche umbiegt. Der Abhang gegen den Bach 
legt an vielen Stellen die Roßfelder Mergel und Sandsteine bloß. 
Schon beim Aufstiege von Punkt 751 der Generalstabskarte zur Grein- 
waldhöhe trifft man zwar unten noch viel glazialen Schotter, weiter 
oben jedoch treten die dünnschichtigen hellgrauen Sandmergel direkt 
am Wege auf. 

Von der Greinwaldhöhe, 820 m, genießt man einen herrlichen 
Ausblick auf Bischofsmütze, Dachstein und Dachsteingletscher, den 
Hinter- und Vorder-Strubberg und die zahlreichen Kämme und Kare 
des Tännengebirges. Bei der nächsten Häusergruppe gegen SO, 
Kloiber, noch auf der Höhe, trifft man wieder eine Schottergrube, 
dann führt der Weg hoch über der Schlucht des Weitenauer Baches 
an den Schrammbachkalken, die mit zahlreichen Blöcken von Lithoden- 
dronkalk bedeckt sind, abwärts zu Tal. 

Wandert man von Punkt 751 statt über die Greinwaldhöhe am 
Bache selbst fort, so sieht man die Roßfeldschichten direkt ans linke 
Bachufer treten, während am rechten Ufer noch durch eine lange 
Strecke nur Schotter und Schutt den Boden bilden. Im Bachbette 
selbst sind die Neokommergel aufgeschlossen, und zwar inh 7 mit 
50° nördlichem Einfallen. Der Bach fließt mit geringem Gefälle hin 
und zeigt an seinen Ufern allerlei Glazialgesteine, unter denen ins- 
besondere glattgescheuerte und gekritzte Blöcke von Gosaukonglomerat 
auffallen. Die in einiger Entfernung vom rechten Ufer abfallenden 
Wände bestehen aus Lithodendronkalk. 

Bei der ersten Mühle unterhalb des Greinwaldlehens, etwa 740 m 
über dem Meere, stürzt der Bach in einem schönen Wasserfall in 
die Tiefe; es beginnt hier eine enge Schlucht, welche wiederholt auf 
längere Strecken nicht gangbar ist. Am oberen Ende der Schlucht 
oberhalb des Wasserfalles steht Schrammbachkalk an, in welchen der 
Bach prächtige Karrenrinnen gewaschen hat. Am linken Ufer sieht 
man an mehreren Stellen die Roßfelder Mergel bloßgelegt, welche die 
Schrammbachschichten überlagern. Tiefer unten, bei 710 m, ist eine 
Holztriftklause; unmittelbar hinter derselben bildet der Bach wieder 
zwei Wasserfälle, welche mächtige Riesenkessel ausgewaschen haben. 
Das Gestein oberhalb der Klause ist gelblicher Schrammbachkalk, 
welcher hier beide Ufer bildet; unterhalb der Klause steht Guten- 
steiner Kalk an. Die beiden Ufer treten hier zwar etwas auseinander 
und sind bewachsen, zeichnen sich aber immerhin noch durch be- 
deutende Steilheit aus. Bei der Isohypse 700 m beginnt die Schlucht 
wieder eng zu werden; vor der Einengung führt ein Steg über den 
Bach und unmittelbar neben demselben liegt eine Moräne aufgedeckt. 

In der Schlucht selbst steht anfangs am linken Ufer noch gelb- 
licher Schrammbachkalk und nur am rechten Muschelkalk an, bei 
690 m tritt der letztere auch an das linke Ufer über, um von nun 
an das einzige herrschende Gestein zu bilden. An dieser Stelle ist der 
Kalk zwar schwarz mit weißen Kalkspatadern, jedoch außerordentlich 


[19] Die Gruppe des Gollinger Schwarzen Berges. 207 


dünnplattig. Weiterhin ist die Schlucht der häufig auftretenden Wasser- 
fälle wegen nicht mehr passierbar, man ist genötigt, dieselbe zu ver- 
lassen und den am linken Ufer hoch oben liegenden Weg aufzusuchen. 
Dieser führt dann über kultivierten Boden, der keine Aufschlüsse bietet, 
hinab zur großen Aubachmühle an der Stelle, wo der Weitenauer 
Bach in den Aubach mündet. 


Kleine Seitenbäche der Lammer. 


Der Wallingbach entspringt im Hauptdolomit der Südost- 
seite des Schwarzen Berges unterhalb des sogenannten Schober und 
fließt noch eine kurze Strecke über die Lithodendronkalke, welche den 
Ostfuß des Schober bilden. Oberhalb der Wallingalpe tritt Muschel- 
kalk an das rechte Ufer, während am linken diluvialer Boden die 
weiter gegen OÖ anstehenden Lithodendronkalke bedeckt. „Erst unter- 
halb der Alpe bildet der sehr steil einfallende schwarze dickbankige 
Kalk beide Ufer und in zirka 700 m beginnt der Werfener Schiefer, 
welcher bis zur Mündung in die Lammer hinabreicht“ (B). 

Im O der Haarbergalpe entspringt ein Bach im Werfener 
Schiefer, der sich von NO her bis an die Lammer verfolgen läßt. 
Die Kuppe unmittelbar östlich der Haarbergalpe besteht aus Hall- 
stätter Kalk, in welchem sichere Monotis-Spuren nachgewiesen wurden. 
Dieser Hallstätter Kalk reicht von hier hinab bis zum Veitsbrückl und 
ist in seinen der Lammer näher gelegenen Partien zu beiden Seiten, 
in NO und SW, von einem schmalen Bande von Muschelkalk begleitet. 

Die weiter gegen W von der Höhe kommenden Gräben bis in 
die Nähe der Kirche von Scheffau sind durchaus in Ramsaudolomit 
eingerissen, nur der Bach, welcher von Haarötz am Westgehänge 
des Haidecks herabkommt, fließt anfangs über Ramsaudolomit und in 
seinen tieferen Partien über Werfener Schiefer und Gipsterrain. 


Golling. 


„Ganz unerwartet liegen die Verhältnisse in und um Golling. 
Der Rabenstein und das ganze Nordgehänge dieses Zuges bis in 
den Markt Golling gehört den Hallstätter Kalken an, ebenso die 
Mehrzahi der Kuppen des Gollinger Parkes und die Umgebung 
des Egelsees. Am Wege oberhalb des Marktes zwischen dem Fried- 
hofe und der Wilhelmshöhe trifft man große globose Ammoniten, bei 
der oberen Kapelle im Norden des Parkes findet man in einer der 
obersten Bänke Halobien und in der untersten Bank an der Straße 
am südwestlichen Fuße des Schloßberges Monotis salinaria Br. An 
der Nord- und besonders deutlich an der Nordwestseite des Park- 
hügels sieht man sehr wechselfarbige, zum Teil rein dolomitische, 
zum Teil mergeligdolomitische, grauliche oder grünlichgraue Kalke, 
flach nach S fallend, die Hallstätter Kalke unterlagern. Diese letzteren 
sind entweder weiß oder grau, auch rötlich“ (B). 

Zwischen dem Egelsee und den ersten Häusern des Marktes 
lagert am Nordgehänge des Parkhügels wiederholt aufgeschlossen 
Moräne. 

27* 


208 Prof. Eberhard Fugger. [20] 


„Unmittelbar und ganz unvermittelt stoßen im S an die Hall- 
stätter Schichten Oberalmer Kalke mit dem typischen braunen Horn- 
steine in Schnüren und Putzen. Der Hügel, auf dem die Kirche steht, 
und die östlich davon gelegenen Höhen, wie das Südgehänge des 
Parkes und des Rabenstein, gehören diesen Schichten an; im S an 
der Straße fällt er ziemlich flach nach N, im Friedhofe sehr steil nach 
N, in dem nördlicher liegenden sogenannten aiten Steinbruche im 
Park dagegen sehr steil nach S, so daß das Einfallen hier im Mittel 
senkrecht genannt werden kann“ (B). Im Friedhofe fand Bittner 
ein Fragment eines Periphinctes, auf der östlichen Höhe eiuen Aptychus. 
Bei der Manhartquelle am Südwestgehänge des Rabenstein steht ein 
glaziales Konglomerat an. Der Höhenzug südlich davon, welcher un- 
mittelbar am Rande der Gollinger Diluvialterrasse auftritt, besteht aus 
Ramsaudolomit, ebenso die einzelnen hinter diesem Zuge liegenden 
Hügel. Die Mulde östlich davon bis zum Haidberg und die Umgebung 
des Ziegelofens dürften jedoch, nach einzelnen Findlingen und der 
roten Erdfarbe zu schließen, den Werfener Schiefern angehören. Ebenso 
dürfte der Boden, auf welchem die Restauration St. Anton steht, 
Werfener Schiefer sein, während die Gehänge des Rabenstein überall 
in der Einsenkung die charakteristischen Oberalmer Kalke und die 
Gehänge des Haidberges den Ramsaudolomit bloßlegen. 


Der Schwarze Berg. 


Ungefähr in der Mitte des Gebietes erhebt sich der Schwarze 
Berg, dessen Höhe einen Kamm bildet, der von W nach O zieht und 
insbesondere gegen S in prallen Wänden abfällt. Der westliche Gipfel 
ist der eigentliche Schwarze Berg (1583 m), der östliche niedrigere 
wird als Schober bezeichnet. Durch die Hinterkellau führt ein Weg 
teilweise über Werfener Schiefer, dann über Ramsaudolomit hinauf 
nach Haarötz. Von hier steigt man zur Haideckhöhe an; „anfangs 
bemerkt man noch östlich vom Wege etwas Gipsmergel, bald aber 
beginnt der Ramsaudolomit wieder, welcher in etwa 1100 »n vom 
Hauptdolomit überlagert wird. Beide Dolomite zeigen keine wesent- 
lichen Verschiedenheiten. Bis zur Lehngriesalpe (zirka 1250 m) wandert 
man auf Hauptdolomit, hinter der Alpe erheben sich die Steilwände 
des Dachsteinkalkes. Zwischen dem Dolomit und dem Kalkabsturze 


zieht sich ein grüner, grasiger Streifen hin, der jedoch nicht durch- 


gehends scharf ausgesprochen ist. Die Basis der Kalkwände ist gegen 
W ebenfalls Kalk, gegen O dagegen Dolomit. Die Dolomite der Alpe 
fallen nach WSW oder rein W, am östlichen Ende des Rückens 
dagegen entschieden gegen N. Ebenso sieht man von der Alpe aus 


deutlich, daß die Ramsaudolomite des Sonnberges (Sennberg der 


Generalstabskarte) nach N einfallen. Ein Raibler Niveau wurde am 


Südgehänge vergebens gesucht. Bei der Quelle östlich unterhalb der 
Lehngriesalpe, bei der Wegbiegung gegen die Wallingalpe, lagert in 
mindestens 1200 m Meereshöhe erratischer Schutt aus den buntesten 


Elementen zusammengesetzt, darunter petrefaktenführende Gosau- 
gesteine und auch einzelne sichere kristallinische Gerölle. 
„Beim Anstiege von der Lehngriesalpe zum Gipfel. in der 


nu a u 


[21] Die Gruppe des Gollinger Schwarzen Berges. 209 


Richtung gegen W fallen sofort rote Blöcke in den Halden auf, hie 
und da mit eckigen Einschlüssen weißer Kalke, andere mit Crinoiden 
(Hierlatzkalke). Sie mehren sich gegen oben und müssen offenbar in 
der Nähe anstehen. Der Kalk der Wände selbst ist vorherrschend 
grau und petrefaktenreich, besonders an Lithodendron und anderen 
ausgewitterten Korallen sowie an Gastropoden; er erinnert weniger 


an eigentlichen Dachsteinkalk als an den weißen Plateaukalk des 


Untersberges. Das korallenführende Gestein ist oft etwas mergelig. 
An der Kante oben erscheint in engster Verbindung mit dem Dach- 


steinkalke der rote Lias, zum Teil, wie es scheint, in Spalten und 


Taschen — daher die petrefaktenleeren, grellroten, an Terra rossa 
erinnernden Stücke mit eckigen Einschlüssen des hellen Kalkes — 
zum Teil den Dachsteinkalk offenbar überlagernd. Von herumliegenden 
Liasstücken trifft man nur einzelne Blöcke mit Crinoidenanhäufungen. 
Die Kante gegen O hin ist mit dichtem Latschengestrüpp bedeckt, 


N 


Sn 


Der Schober, gesehen vom Schwarzen Berge. 
Nach Dr. A. Bittners Tagebuch. 
— Dachsteinkalk. — H = Hauptdolomit. 


eine tiefe Scharte trennt den Östgipfel (Schober) vom Schwarzen Bere. 
Der Südabhang des Schober zeigt die regelmäßige Überlagerung 
eines tieferen, dunkel verwitternden dolomitischen Kalkes durch den 
nach N fallenden, nicht dolomitischen Gipfelkalk (Fig. 4). 

„An der Nordseite des Schober ziehen wüste Kalkflächen hinab 
zur Schwarzenbergalpe. Von dieser westwärts erreicht man am Fuß- 
wege auf dem sehr steilen Abhange bald wieder die höheren Kalk- 
massen und viel Lias, der in ganzen zusammenhängenden Partien hie 


und da ansteht. Man findet hier neben den roten Kalken mit und 


ohne Crinoiden auch graue dichte Crinoidenkalke, dann das graue 
Zerreibselgestein, wie es von der Gratzalpe des Hagengebirges be- 


„ kannt ist, ferner rötlichgraue Kalke mit viel roten Crinoiden, rotes, 


porphyrartiges Crinoidengestein mit grünlichen Einschlüssen, das man 
wiederholt anschlägt, um sich zu überzeugen, daß man hier wirklich 
Crinoiden vor sich hat; auch hellrote Kalke mit großen Gastropoden 
und undeutlichen Ammoniten kommen vor. 


210 Prof. Eberhard Fugger. [22] 


„Abstürze und Wände des Dachsteinkalkes bilden die Nordseite 
des Schwarzen Berges mit Streichen nach O oder ONO; dabei hängt 
das Gestein in deutlich sichtbaren Platten sehr steil gegen NW herab 
und zwischen den einzelnen Absitzern kleben auf den Terrassen die 
rötlichen Liasgesteine. Unten liegen viel Lithodendronkalke umher, 
darunter große hellrötliche Platten mit grauen Korallen wie am Göll, 
auch knolliges, gelblichgraues Gestein mit verschiedenartigen Korallen, 
Schnecken und Brachiopoden, welche an die rhätischen Einlagerungen 
des Wilden Freithofes am Göll erinnern. Das Einfallen der Schichten 
an diesem ganzen Abhange geschieht nach NW—WNW oder rein W* (B). 

ÖOstwärts, unterhalb der Schwarzenbergalpe, befindet sich an 
den Kalkwänden die Stelle, wo im Jahre 1557 der Fabrikbesitzer von 
Oberalm J. Robert auf Braunstein schürfte. Der Braunstein !) wurde 
als sehr reichhaltig bezeichnet, leider stellte es sich bald heraus, daß 
derselbe nur ein großer Manganputzen im Kalkstein war, der zwar 
vollständig abgebaut wurde, aber rasch sein Ende erreichte. 


Geologische Horizonte. 
Werfener Schiefer. 


Die geologischen Verhältnisse des Gebietes des Schwarzen Berges 
sind nach dem eben Besprochenen äußerst komplizierte, die heterogensten 
Formationsglieder finden sich häufig nebeneinander vor und hie und 
da scheinen die jungen Schichten unter die älteren einzutauchen. 
Den tiefsten Horizont bilden die Werfener Schichten, welche als 
Schiefer, Sandsteine oder Gipsgebirge an verschiedenen Stellen auf- 
treten. Sie bedecken einen großen Teil des Grubachbodens bis hin 
gegen die eigentümliche Biegung des Weitenauer Baches nächst dem 
Bauerngute Lienbach, sie treten am Westfuße der unteren Dolomite 
bei Mooseck und Schreck auf und ziehen sich von da hinunter in 
den Mitterbachgraben und die Hinterkellau. Aus dem Mitterbach- 
graben ziehen sie einerseits über St. Anton gegen Golling in der 
Mulde beim Ziegelofen, anderseits über die Höhe von Haarötz nach 
Vorder-Scheffau, wo wie im Grubachboden an mehreren Punkten 
Gips gewonnen wird. Ein kleiner Aufschluß befindet sich an der Straße 
in Ober-Scheffau bei km 6°5; eine größere zusammenhängende Masse 
von Werfener Schiefern zieht von der Mitte der Lammeröfen in einem 
immer schmäler werdenden Streifen über die Haarbergalpe gegen 
NW bis in die Nähe der Lehngriesalpe und wendet sich, breiter 
werdend, gegen SO an die Lammer, von welcher sie von unterhalb 
des Einströmens des Aubaches bis unterhalb der Mündung des Walling- 
winkelbaches bespült wird. . 

Die Gesteine der Werfener Schichten sind meist dünnschichtig 
oder schiefrig; die hangenden Lagen sind vorherrschend dunkelgrau 
bis schwarz, kalkreich und tragen auf den Schichtflächen glimmerige 
Ablagerungen. Darunter folgen weniger kalkige, mehr glimmerige und 


!) Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1857, VIIL., pag. 763. 


[23] Die Gruppe des Gollinger Schwarzen Berges, 211 


sandige Lagen, grau und grünlich, meist dunkel gefärbt; die tiefsten 
Schichten endlich sind vorherrschend rot, sandig und glimmerig. 


An bestimmbaren Versteinerungen wurden bisher gefunden: 


Lingula tenuissima Br. am Kärterer Bach; 
Gervillia sp. in der Lammerschlucht ; 
Myophoria costata Zenk. ebenda; 

Naticella costata Wissm. ebenda. 


Muschelkalk 


oder Gutensteiner Schichten, ein schwarzer Kalk mit weißen Adern, 
der in den oberen Partien dolomitisch und zugleich heller gefärbt 
erscheint, ist an der Lammer, und zwar in der Lammerschlucht und 
in der Oberscheffau bei km 6'5 als Überlagerung der Werfener Schiefer 
aufgeschlossen. Ein schmaler Streifen zieht am Nordostrande der 
Werfener Schiefer von der Mitte der Lammeröfen gegen die Haarberg- 
alpe und ein anderer Streifen am Südwestrande der Werfener Schichten 
vom Veitsbrückl gegen die genannte Alpe. Ein breiter Streifen Muschel- 
kalkes reicht vom Rabenstein südlich des Schober !) den Wallingbach 
entlang über den oberen Wallingwinkel, und im N bis gegen und selbst 
an den Weitenauer Bach vorgeschoben, unterhalb Bucheck herab zur 
Lammer. Ebenso durchfließt der Aubach von Bichl ab dieses Gestein. 
Die unmittelbare Überlagerung der Werfener Schiefer durch den 
Muschelkalk ist wiederholt aufgeschlossen. 

Petrefakten wurden in dem Gesteine bisher nicht aufgefunden. 


Ramsaudolomit. 


Die kleinen Hügel südlich von Golling, dann die Felswände des 
Haidecks, der Haideckhöhe, des Sonnberges und Haarberges gehören 
dem unteren oder Ramsaudolomit an, welcher von der Haideck- 
höhe einen Zweig in den Mitterbachgraben westwärts und durch den- 
selben hindurch am Westfuße des Schwarzen Berges hin bis in den 
obersten Kärterer Graben sendet. Der Dolomit ist meist von heller 
Farbe und breccienartig und enthält am Haarberg stellenweise ziemlich 
große Daktyloporen. 


Carditaschichten. 


Von den Raibler oder Carditaschichten, deren Vorhandensein 
an der Basis des Hauptdolomits zu vermuten wäre, ist weder am 
Schwarzen Berg noch im Aubachgraben eine Spur zu finden. 


Der Hallstätter Kalk 


tritt in typischer Entwicklung am Schloßberg, im Park und am Raben- 
stein bei Golling auf, auch mit den typischen Farben, weiß und bunt; 
am Karstein findet man neben dem typischen dichten auch den grauen 
körnigen Hallstätter Kalk. Vom Veitsbrückl am Beginn der Lammer- 


!) Nicht zu verwechseln mit dem Rabenstein bei Golling. 


212 Prof. Eberhard Fugger. [24] 


öfen ziehen Hallstätter Schichten in nordwestlicher Richtung gegen 
(lie Haarbergalpe; der Kalk ist zwar dicht, von flachmuscheligem Bruche 
wie die typische Form, jedoch von so dunkler, fast schwarzgrauer 
Farbe, daß man ihn bei oberflächlicher Betrachtung leicht mit Muschel- 
kalk verwechseln könnte. Das Liegende der Hallstätter Schichten ist 
nur am Nordwestfuße des Gollinger Parkes und zu beiden Seiten des 
Zuges Veitsbrückl—Haarbergalpe aufgeschlossen; am ersteren Punkte 
ist es ein Dolomit, wohl Ramsaudolomit, an den zuletzt genannten 
Stellen Muschelkalk. 


Aus unserem Gebiete sind bisher nachstehende Hallstätter Ver- 
steinerungen bekannt: 


Monotis salinaria Br. Gollinger Schloßberg. 
A spec. Hügel bei der Haarbergalpe. 
Halobia cf. plicosa Mojs. Veitsbrückl. 
n spec. Gollinger Park. 
Halorella pedata Br. Veitsbrückl. 
Arcestes spec. Rabenstein bei Golling. 
Globose Ammoniten. Golling. 
Ammonitenbrut. Rabenstein bei Gölling. 


Hauptdolomit. 


Auch der Hauptdolomit tritt, allerdings in bedeutender Mächtig- 
keit, an zwei Stellen auf; er bildet die Basis des Kammes des 
Schwarzen Berges an dessen Südseite und ist das Liegendgestein des 
Aubachgrabens oberhalb Bichl und des Marchgrabens,. Während der 
Ramsaudolomit meist eine ungeschichtete Masse bildet, ist der Haupt- 
dolomit fast durchaus schön und deutlich geschichtet, häufig ziemlich 
dicht von Struktur und führt stellenweise einzelne Schichten eines 
fast magnesiafreien Kalkes. Er ist vollkommen petrefaktenleer. 


Dachsteinkalk. 


Die südlichen Steilwände des Schwarzen Berges und des Schober 
sowie das ganze nördliche Gehänge derselben bestehen aus Litho- 
dendronkalken, welche entweder sehr hell, fast weiß wie die Dach- 
steinkalke des Untersberges oder von grauer Farbe und ziemlich 
dichter oder auch körniger Struktur sind. Häufig von größerer Härte 
und Dichte, aber ebenfalls entweder hell oder grau sind die Kalke, 
welche an der Ostseite des Schober lagern, im oberen Marchgraben 
und im Klingelbergzuge das unmittelbare Hangende des Hauptdolomits 
bilden und den Südabhang des Trattberges und der Fagerwand längs 
des Seewaldsees und des Oberlaufes des Weitenauer Baches zu- 
sammensetzen. Alle diese Kalke führen Lithodendren, Megalodonten, 
Chemnitzien und andere Versteinerungen. 


Kössener Schichten. 


Kössener Mergelkalke scheinen sich an dem Nordabhange des 
Schwarzen Berges hinzuziehen, wenigstens wurden am Fuße hierher 


[25] Die Gruppe des Gollinger Schwarzen Berges. 213 


gehörende Gesteine gefunden. Ein zweiter schmaler Zug tritt am 
Südrande des Seewaldsees auf und reicht von da noch eine kurze 
Strecke gegen NO. Ebenso scheinen Kössener Mergel an der Bruch- 
linie im Marchgraben vorhanden zu sein. 


Lias. 

Auf der Höhe und den hochgelegenen Abhängen des Schwarzen 
Berges steht Lias als roter und grauer Hierlatzkalk an und ist daselbst 
reich an Crinoiden; auch ein Belemnit wurde gefunden. An der Bruch- 
linie im Marchgraben dürfte, nach Findlingen im Bache zu urteilen, 
ebenfalls Liasgestein anstehen. 


Jurassische Hornsteinschichten 


werden wohl mit Sicherheit als das Liegende der Oberalmer Kalke 
bei der nun schon wiederholt erwähnten Bruchlinie im Marchgraben 
anzunehmen sein; an einer anderen Stelle des Gebietes wurden sie 
bisher noch nicht gefunden. 


OÖberalmer Kalke 


bräunlichgraue, dichte, plattige Kalke von splittrigem oder musche- 
ligen Bruche, welche häufig Konkretionen oder förmliche Lagen eines 
braungrauen Hornsteines führen, sind im Gebiete mit Ausnahme des 
oberen Marchgrabens, wo sie das Hangende oberhalb der großen 
Bruchlinie bilden, nur spärlich vertreten. In den untersten Partien 
des Kärterer Baches, wo sie am rechten Ufer entwickelt sind, treten 
sie kaum ans linke Ufer über; dagegen können wir ein schmales 
Band der Oberalmer Kalke verfolgen, welches von der Kirche von 
Golling am Südabhang des Parkes und des Rabenstein über St. Anton 
in die Kellau zieht, einerseits den Hallstätter Kalken, anderseits den 
Werfener Schiefern und dem Ramsaudolomit an- oder auflagert. Sie 
streichen in der Nähe des Kellgutes unter die Roßfelder Sandsteine 
hinein. Im Friedhofe von Golling fand Dr. Bittner ein Fragment 
eines Perisphinctes, auf dem Parkhügel einen Aptychus. 


Schrammbachschichten. 


Die neokomen Kreideschichten sind im Gebiete mächtig ent- 
wickelt. Ihre untere Etage, die Schrammbachschichten, lassen sich am 
rechten Ufer des Kärterer Baches schon von unterhalb der Grabenmühle, 
am linken Ufer von der genannten Mühle an als ein ununterbrochener 
Zug verfolgen, welcher bis auf den Grubachboden und von hier in 
wenig veränderter Richtung am rechten Ufer des Oberlaufes des 
Weitenauer Baches bis an den Seewaldsee reicht. Von da biegt derselbe 
am Fuße des Klingelberges zuerst nach SW und dann nach SO und 
vereinigt sich oberhalb Bichl mit den in der Schlucht des Weitenauer 
Baches hauptsächlich am rechten Ufer hervortretenden Schrammbach- 
schichten. Sie bilden überall, wo sie in unserem Gebiete auftreten, 
die Unterlage der Roßfeldschichten und treten gewissermaßen an 
deren Rändern unter denselben hervor. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (E. Fugger.) 28 


214 Prof. Eberhard Fugger. [26) 


Die Gesteine der Schrammbachschichten sind entweder Mergel- 
schiefer oder mergelige, vorherrschend lichtgraue, dichte und feste 
Kalke mit eigentümlichen, fleckenmergelartigen, verschwommenen Zeich- 
nungen oder es sind helle Kalke mit schwarzen Mergellagen oder 
graue, von weißen Kalkspatadern durchzogen. An Versteinerungen 
wurden nicht selten Aptychen, hie und da Ammoniten und eine 
Diphya-artige Terebretula gefunden. 


Rossfeldschichten. 


Während die Schrammbachschichten die jüngeren neokomen 
Schichten nur umrahmen, bilden diese, die Roßfeldschichten, eine 
zusammenhängende Decke über den nördlichen Teil des Gebietes vom 
Westfuße des Voreck bis in die untere Weitenau. Diese Decke ist 
im Grubachboden und bei Mooseck durch die in die Höhe gedrungenen 
Werfener Schiefer und das Gipsgebirge, welche hier auftreten, auf- 
gebrochen, und zwar derart, daß die Roßfeldschichten unter die 
älteren Gesteine einzutauchen scheinen. Das Auerhölzl, welches sich - 
in der Ebene am linken Ufer des Kärterer Baches erhebt, gehört 
ebenfalls den Roßfeldschichten an. 

Die Gesteine der oberen Neokomgebilde unseres Gebietes sind 
teils braun verwitternde Mergel oder sandige Mergelschiefer, in den 
hangenden Partien sind es dunkelgraue, feinkörnige, feste Sandsteine, 
selten helle, konglomeratähnliche Kalke. 


In den grauen Mergelschiefern wurden bisher gefunden: 
Terebratula diphya Colon (?) 
Lytoceras quadrisulcatum Orb. 
E subfimbriatum Orb. (2) 

Olcostephanus Astierianus Orb. 
Hoplites cf. angusticostatus Orb. und 
Aptychen; 

in den kalkigen Mergeln: 

Lytoceras lepidum Math. 


a recticostatum Orb. 
Haploceras Trajani Tietze 
R diffieile Orb. und 
; nov. spec. aff. Charrierianum Orb. ; 


endlich in den Sandsteinen: 
Phylloceras Thetys Orb. 


Eruptivgesteine. 


An der Lammerstraße zwischen km 20 und 25 steht eine un- 
bedeutende Masse eines grünen Eruptivgesteines, Diorit, an und im 
Lienbachgraben tritt ein dunkelgrüner Melaphyr auf. 


[27] Die Gruppe des Gollinger Schwarzen Berges. 215 


Quarternäre Bildungen. 


Diluviale Schotter sind in dem Gebiete nicht selten; sie 
finden sich im Salzachtale sowohl nördlich als südlich von Golling, 
im Lammertale am Südostgehänge des Haidberges, am Aubach bei 
Bichl, auf der Walling- und Kloiber Alpe, bei Greinwald und im 
Weitenauer Tale. 


Auch Moränen sind hie und da erhalten. Erratische Ge- 
schiebe traf Bittner auch noch auf der Lehngriesalpe in ungefähr 
1200 m Meereshöhe. 


Konglomerate sah ich nur im Gollinger Park, dann nahe 
der Lammermündung bei der Duscher Brücke und in der Umgebung 
des Bachgutes und von Mooseck. 


Alluviale Bildungen trifft man außer im Salzach- und 
Lammertale noch an der Quelle des Weitenauer Baches. 


Tektonik. 


Das Gebiet des Schwarzen Berges ist von der nördlich vor- 
liegenden Tauglgruppe durch eine Bruchlinie getrennt, welche von 
dem Almgatter der Wiesleralpe im Marchgraben, entlang dem Südfuße 
des Trattberges und der Fagerwand bis St. Wilhelm, von OÖ nach W 
hinzieht und die Lithodendronkalke, welche nach S fallen, scharf von 
den fast, horizontal lagernden Oberalmer Kalken der Tauglgruppe ab- 
schneidet. „Zwischen den Kreideschichten längs des Kärterer Baches 
vom Zimmereck bis zur Grabenmühle hinab und den nördlich vor- 
gelagerten Oberalmer Kalken dürfte vielleicht ebenfalls ein Längs- 
bruch in der Richtung von ONO nach WSW durchgehen“ (B). Aber 
auch am Nordfuße des Tännengebirges zieht sich eine Bruchlinie hin, 
so daß also unser Gebiet von zwei großen Längsbrüchen begrenzt wird. 
Nördlich der nördlichen Bruchlinie liegen die Oberalmer Kalke des 
Tauglgebietes fast ungestört horizontal, südlich der südlichen Bruch- 
linie fallen die Dachsteinkalke des Tännengebirges außerordentlich 
gleichmäßig und regelmäßig nach N. 

„Den Wänden von Dachsteinkalk und Hauptdolomit, welche das 
Westgehänge des Schwarzen Berges zusammensetzen, ist eine an- 
sehnliche Masse hellen Ramsaudolomits vorgelagert, die sowohl an 
der linken Talseite oberhalb Bachrainer, von Gips unterlagert, ansteht 
als auch offenbar über die Höhen nach S in den oberen Mitterbach- 
graben (oder Kellaugraben) zieht, wo er die rechtseitigen Wände 
bildet. Man muß hier wohl wieder einen Querbruch annehmen und 
es fragt sich, ob dies nicht etwa derselbe ist, der das plötzliche 
westliche Abbrechen der Fagerwand bei St. Wilhelm, das Vortreten 
des Sonnberges nach S gegen die Scheffauerstraße und vielleicht. 
auch noch einige Unregelmäßigkeiten jenseits der Lammer am Nord- 
fuße des Tännengebirges bewirkt? Der Verlauf dieser mutmaßlichen 
Querbruchlinie wäre dann von N nach S mit einer geringen Abbiegung 
nach OÖ. Für den Westabhang des Schwarzen Berges ist wegen der 
eigentümlichen Lagerung des Hauptdolomits der Lehngriesalpe und 

28* 


216 Prof. Eberhard Fugger. [28] 


des Dachsteinkalkes an der Nordseite des Berges die Annahme einer 
Querbruchlinie ganz und gar nicht zu umgehen“ (B). 

Ganz eigentümliche Verwerfungen treten aber, wie immer, in 
der Nähe des Salzgebirges auf, das an vielen Stellen der Westhälfte 
unseres Gebietes zutage tritt. Es wurde schon erwähnt, daß bei 
Grubach die Neokomschichten an der Nordwestseite der Werfener 
Schiefer nach SW unter diese einzufallen scheinen, während sie im 
SO derselben nach NW ebenfalls unter die Gipsgebirge eintauchen. 

„Die Haarecker Wiese nördlich oberhalb der Kellau streckt 
einen sumpfigen Zweig in NÖ hoch gegen die Ramsaudolomite hinauf, 
die Schrofen nördlich davon sind noch jene eigentümlichen Fels- 
massen bildenden konglomeratähnlichen Neokommergelkalke mit Horn- 
steinen, wie sie auf dem Roßfelde auftreten. In der Wiese selbst 
beobachtet man Rutschungen im Gipsmergel. Im Graben, der südlich 
davon herabgeht, ist rechts roter Werfener Schiefer und links der 
helle untere Dolomit aufgeschlossen, scheinbar unter die Werfener 
Schiefer fallend. Tiefer bricht der Graben durch den Dolomit, an 
dem die untere rein östliche Partie der Haarecker Wiese scharf ab- 
zustoßen scheint“ (B). Die Lagerungsverhältnisse dieses Terrains sind 
sohin gewiß äußerst verworren und in hohem Grade unregelmäßig. 

Wir haben also im Gebiete einen mächtigen Längsbruch im N, 
der die horizontal gelagerten Oberalmer Schichten abschneidet, und 
einen ebensolchen im S, welcher die Dachsteinkalke des Tännen- 
sebirges unter den Muschelkalk der Lammer scheinbar eintauchen 
läßt, dazu einen Querbruch längs der Westseite des Schwarzen Berges; 
überdies zahlreiche Dislokationen, welche mit dem Aufblähen und 
Empordringen des Gipsgebirges der Werfener Schiefer im Zusammen- 
hange stehen. Auch das Vorkommen von Eruptivgesteinen im S an 
der Lammer und im N am Lienbach ist von Interesse für die vor- 
handenen Störungen. 


Über das jüngere Paläozoicum an der böhmisch- 
schlesischen Grenze. 


Erwiderung an Herrn Dr. W. Petrascheck von Dr. A. Schmidt 
Isrlerbims und. K TIleeel, 


Herr W. Petrascheck hat in seinem Aufsatze: „Zur neuesten 
Literatur über das böhmisch-schlesische Grenzgebiet“ !) die Erläute- 
rungen des Herrn E. Dathe?) zu den Blättern Rudolfswaldau, Langen- 
bielau, Neurode und Wünschelburg nur referiert, die gleichzeitig er- 
schienenen Arbeiten?) von Dr. A. Schmidt, Herbing und Flegel 
hingegen einer scharfen kritischen Beleuchtung unterzogen. In diesen 
Zeilen möchten die Verfasser an die kritische Beleuchtung, die ihren 
Arbeiten widerfahren ist, einige Bemerkungen und Berichtigungen 
knüpfen, 


A. Neurode—- Braunau. 
Von Dr. Axel Schmidt, Breslau. 


Gemäß der Anordnung der Arbeiten in der Festschrift erwidere 
ich auf die Bemerkungen, die Herr Dr. W. Petrascheck zu meiner 
Arbeit): „Oberkarbon und Rotliegendes in Braunauer Ländehen und 
der nördlichen Grafschaft Glatz“ gemacht hat, zuerst. 

Eine Einigung mit Herrn Dr. W. Petrascheck ist für mich 
um so leichter zu erzielen, als Herr Dr. W. Petrascheck mir zur 
Klarstellung einiger strittiger Punkte selbst sein Material an Zwei- 
schalern aus diesem Gebiete zur Verfügung gestellt hat. Ihm sei an 
dieser Stelle nochmals mein besonderer Dank für diese Liebenswürdig- 
keit gesagt. 

1. Die Zweifel, die Herr Dr. Petrascheck an der Richtigkeit 
meiner Altersbestimmung des Mittelsteiner Karbonvorkommens als 
Reichhennersdorfer Schichten hegt, sind hivfällig. Jeder aufmerksame 
Leser wird finden, daß ich von Mittelsteine sowohl typische Ver- 
treter der Flora der sudetischen Stufe (Waldenburger Liegend- 
zug: [Sphenopteris divaricata Gppt. und Adiantites oblongifolius Gppt.] 


») Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1904, Bd. 54, Heft 3 u. 4, pag. 511—540. 

?) Erläuterungen zur geol. Karte von Preußen. Lieferung 115. 

%) Zur Geologie des böhmisch -schlesischen Grenzgebirges. Festschrift der 
schlesischen Gesellschaft für vaterländische Kultur. Breslau 1904. 

*) Festschrift, pag. 1—35. 


Jahrbuch d.k.k. geol. Reichsanst., 1905, 55. Bd., 2. IIft. (Schmidt, Herbing u. Flegel.) 


918 Dr. A. Schmidt, J. Herbing und K. Flegel. [2] 


+ Reichhennersdorfer Schichten (= oberschlesischer Sattelflözhorizont 
— Weißsteiner Schichten Dathe: /Neuropteris Schlehani Stur]) als auch 
Pflanzen der Saarbrücker Stufe (Waldenburger Hangendzug) 
zitiert habe. Auf Grund dieser Mischflora war der Schluß unab- 
weisbar, daß Mittelsteine zum Sattelflözhorizont (= Reichhenners- 
dorf) zu zählen sei. Herr E. Dathe, der nur vier Pflanzen von Mittel- 
steine zitiert, spricht sich über das Alter des Vorkommens nur sehr 
vorsichtig aus. Da überdies das für diesen Mischflorahorizont nach 
Potonie charakteristische Leitfossil Neuropteris Schlehani Stur von 
mir dort nachgewiesen ist, konnte meine Altersbestimmung, Mittel- 
steine zu den Reichhennersdorfer Schichten zu zählen, keinem Zweifel 
unterliegen. 

2. Für die mit aller Vorsicht ausgesprochene Behauptung, daß 
im Liegenden des böhmischen Flügels (im Xaveristollen) Ge- 
steine unterkarbonischen Alters angetroffen seien, habe ich 
Herrn Irfmann als Gewährsmann angegeben. Ich selbst konnte eine 
solche Behauptung gar nicht aussprechen, da mir die betreffenden 
Gesteinsproben gar nicht vorlagen. Der mir gemachte Vorwurf, daß 
ich die Literatur nicht kenne, ist auch hinfällig, Denn der von 
Dathe zitierte Petryschacht bei Markausch ist eine andere, aller- 
dings zu derselben Verwaltung zählende Grubenanlage, als der von 
mir genannte Xaveristollen bei Klein-Schwadowitz. Beide Anlagen 
liegen zirka 5 km voneinander entfernt. Eine Identität besteht also nicht. 

3. Die schärfste Kritik übte Herr Petrascheck an meiner 
Einteilung des Rotliegenden und den Erörterungen über die Tektonik 
der Gegend zwischen Neurode und Wünschelburg aus. 

Zunächst möchte ich hinsichtlich der Altersstellung nochmals auf 
den Fund des Reptils, des Datheosaurus macrourus Schroed., eingehen. 
Petrascheck gibt zwar zu, daß die nächsten Verwandten dieses 
Reptils, wie die Reptilien überhaupt, erst im Mittelrotliegenden auf- 
treten. Trotzdem nennt er den Schluß, den ich gezogen habe, nämlich 
daß durch das Reptil das Alter der Schichten als ein mittelrotliegendes 
charakterisiert sei, einen nicht glücklichen. Dieser Schluß ist voll- 
kommen aufrecht zu erhalten. Solange nicht in Schichten, die auf Grund 
stratigraphischer und sonstiger paläontologischer Ergebnisse un- 
zweideutig als Unterrotliegendes anzusprechen sind, Reptilien nach- 
gewiesen werden, solange wird man immer aus dem Auftreten der 
Reptilien auf mindestens mittelrotliegendes Alter zu schließen haben. 
Es kommt hinzu, daß der Schluß Dathes, diese Schichten seien 
unterrotliegenden Alters, dadurch hervorgerufen wurde, daß Dathe 


Amphibien und Reptilien unter dem nicht zoologischen Sammel-. 


namen „Saurier“ zusammenfaßte und so zu einem falschen Schlusse 
kommen mußte. 

Die „Anthracosien“-Frage hält W. Petrascheck selbst für noch 
nicht gelöst und ist über die Altersstellung der strittigen Schichten noch 
zu keinem abschließenden Urteile gelangt. Herr Dr. Petrascheck 
hat mir, wie schon erwähnt, sein diesbezügliches Material zur Ver- 
fügung gestellt. Das Ergebnis der Untersuchungen ist von mir soeben 
im „Neuen Jahrbuch für Mineralogie“ (1905, Bd. I, Heft 2, pag. 44—59) 
niedergelegt worden, so daß ich hier nur zu rekapitulieren brauche: 


[3] Über das jüngere Paläozoicum an der böhmisch-schlesischen Grenze. 219 


„Die Zweischaler des typischen Unterrotliegenden sind Formen, 
die von Muscheln des höheren Rotliegenden sicher verschieden sind. 
Dieselben Species der Anthracosia genen aus dem Karbon ins Unter- 
rotliegende, aber nicht höher hinauf.“ 

„Wenn paläontologische Beweise überhaupt gelten, so ist die 
Zugehörigkeit der tiefsten Dyas der Neuroder Gegend zum Mittel- 
rotliegenden sicher. Denn die dort gefundenen Zweischalerarten sind 
bisher nur aus den sicher horizontierten Mittelrotliegendschichten 
nachgewiesen worden: 


a) aus der Löwenberger Mulde; 

b) aus dem kleinen nordböhmischen Vorkommen; 

c) aus Nordamerika (Kansas City, Nebraska) ; 

d) aus dem östlichen Rußland (diese Vorkommen könnten eventuell 
schon oberrotliegenden Alters sein).“ 


Soweit die Altersstellung des Neuroder Rotliegenden. Was die 
Tektonik der Gegend nun anlangt, so geht aus der letzten Ver- 
öffentlichung Petraschecks!) hervor, daß er sich jetzt meiner früher 
von ihm abgelehnten Ansicht hinsichtlich des Auftretens und der 
Verbreitung der Verwerfungen völlig angeschlossen hat. Denn er 
zeichnet auf der dieser Arbeit beigegebenen tektonischen Karte nicht 
nur die früher in Abrede gestellten Verwerfungen bei Mittelsteine, 
sondern sogar den Steinetalsprung ein. Die dritte Verwerfung von 
Rathen—Tuntschendorf wurde ja schon in der Kritik nicht angezweilt, 
zumal die erwähnten Kontakterscheinnngen auf der Westseite des 
Porphyrganges entschieden für einen Gang und nicht für einen Tuff 
sprechen. 

Das Porphyrgestein als Eruptivgestein und nicht als Tuff anzu- 
sprechen, war ich durchaus berechtigt, da Roth in seinen „Erläute- 
rungen“ (pag. 344) dieses Vorkommen unter den Eruptivgesteinen des 
Rotliegenden anführt und mir diese Ansicht Roths von Herrn Pro- 
fessor Milch nach makroskopischer Untersuchung bestätigt wurde. 

Wenn aber die drei von mir angenommenen Staffelbrüche das 
Rotliegende der Neuroder Gegend in parallele Schollen zerlegen, so 
sind nicht die 17 Stufen, die Dathe annimmt, vorhanden, sondern 
die viel geringere Anzahl, die Beyrich und meine Darstellung 
anführt. 

Die Beyrichsche Auffassung des tiefsten Horizonts als Unter- 
rotliegendes bildet nur einen scheinbaren Gegensatz gegen meine 
Annahme, da die schärfere paläontologische Scheidung von Weib 
erst später durchgeführt ist. 

Die Bemerkungen, die Herr Dr. G. Berg?) über die Kalk- 
einlagerungen des Rotliegenden macht, dürften noch besonders auf 
das Alterverhältnis des „Ottendorfer“ und „Braunauer Kalkes“ zu 
prüfen sein. Denn die an mehreren Stellen in Böhmen nachgewiesene 


!) W. Petrascheck. Bruchgebiet des böhmischen Anteils der Mittel- 
sudeten westlich des Neißegrabens. Monatsberichte d. Deutsch. geol. Gesellschaft. 
1904, Heft Nr. 11. 

2) Georg Berg. Zur Geologie des Braunauer Landes und der angrenzenden 
Teile Preußens. Monatsberichte d. Deutsch. geol. Gesellschaft. 1904, Heft Nr. 11. 


220 Dr. A. Schmidt, J. Herbing und K. Flegel. [4] 


horizontale !) und die damit zusammenhängende wellenförmige Lagerung 
beeinflußt die Schichtenfolge natürlich, so daß das Bild ein anderes 
wird, als wenn man eine gleichförmige gegen SW einfallende Schichten- 
folge annimmt, die nur durch einen, den „Tuntschendorfer“ Sattel 
kompliziert wird. 

Ob die Hauptmannsdorfer von den petrographisch ähnlichen 
Braunauer Kalken sich stratigraphisch trennen lassen, habe ich un- 
entschieden gelassen, da ich zwischen den Hauptgewinnungspunkten 
beider Kalkzüge, Heinzendorf—Olberg und Dittersbach— Hauptmanns- 
dorf, gleichfalls horizontal lagernde Schichten fand. 

Die Stellung des Trautliebersdorfer Kalkes ist von mir im 
übrigen richtig erkannt worden. 

Schließlich noch die Bemerkung, daß nicht ich, sondern Herr 
K. Flegel die Karte redigiert hat. 


B. Landeshut— Schatzlar—Schwadowitz. 
Von Johannes Herbing, Berlin. 


Die Angriffe, welche Petrascheck in seiner kritischen 
Beleuchtung „Zur neuesten Literatur des böhmisch-schlesischen Grenz- 
gebirges“ ?2) gegen meine Angaben und Untersuchungen 3) richtet, be- 
dürfen in einigen Beziehungen einer Richtigstellung. 

Der Kardinalpunkt der Petrascheckschen Entgegnung scheint 
meine Bemerkungen über die Stratigraphie des obersten Karbon und 
Rotliegenden, hauptsächlich die Schichtenfolgen bei Albendorf, Bezirk 
Liegnitz, zu betreffen. 

1. Der pag. 21 gerügte Versuch, Eruptivgesteine zur strati- 
graphischen Einteilung und Parallelisierung heranzuziehen, steht, wie 
Petrascheck offenbar übersieht, durchaus im Einklange mit der 
berechtigten und immer wieder als sachgemäß erprobten Praxis der 
königl. preußischen geologischen Landesanstalt. Die Gliederung des 
thüringischen Rotliegenden nach Beyschlag und seinen Mitarbeitern 
teilt die Stockheimer, Gehrener und Manebacher Schichten großen- 
teils nach dem Vorhandensein und der Beschaffenheit der Eruptiv- 
gesteine. Ihren schärfsten Ausdruck aber findet die Verwendung der 
Eruptivgesteine in der klassischen Gliederung der Saar — Rheingebietes. 
„Maßgebend für die Abgrenzung von Unter- und Öber- 
rotliegendem“, sagt Ernst Weiß‘), „ist das Aufhören der 


!) Die auf der Karte auch eingetragen sind. 

?) Referierender Aufsatz im Jabrb. d. k. k. geol. R.-A. 1901, pag.. 514—532. 

») Herbing. Uber eine Erweiterung des Gebietes der produktiven Stein- 
kohlenformation bei Landeshut in Schlesien. Zentralb]. f. Min. ete. 1904, pag. 403—405. 
Über Karbon und Rotliegendes bei Landeshut, Schatzlar und Schwadowitz. Als 
II. Teil erschienen in „Zur Geologie des böhmisch-schlesischen Grenzgebirges“. 
Festschrift zur Tagung der Deutschen geol. Ges. in Breslau 1904. 

*) E. Weiß. Erläuterungen zur geologischen Spezialkarte von Preußen und 
den thüringischen Staaten. XXXIIl. Lieferung. Blatt Lebach. Berlin 1889, pag. 3 
und an mehreren anderen Stellen ähnlich. 


[5] Über das jüngere Paläozoicum an der böhmisch-schlesischen Grenze. 92] 


Eruptionen, nach welchen man erst die letztere Abteilung beginnen 
zu lassen pflegt.“ Es bildete sich so der Begriff des „Grenzlager- 
melaphyrs“ oder „srenzmelaphyrs“, der auf Blatt Lebach fast immer 
das obere Rotliegende direkt unterteuft. (Söterner Schichten — 5. Stufe 
des unteren Rotliegenden.) Dieser „Grenzlagermelaphyr“, das heißt 
also dasjenige Eruptivlager, mit welchem nicht nur im Westen, sondern 
in ganz Mitteldeutschland die Vulkanausbrüche (im allgemeinen) ihr 
Ende erreichen, bildet den oberen Abschluß des Mittelrotliegenden )). 
Es ist unmöglich, die Bedeutung der Eruptivstufen des Rotliegenden 
schärfer zu charakterisieren, als es durch die Einführung dieser jetzt 
allgemein angenommenen Niveaubezeichnung geschehen ist. Wer von 
uns beiden die Stratigraphie des Rotliegenden richtig aufgefaßt hat, 
läßt sich nach dem Gesagten leicht entscheiden. 

2. Wenn Petrascheck mir nun bei dem Versuche einer Heran- 
ziehung der Semiler Ablagerungen Inkonsequenz vorzuwerfen sucht, 
zitiere ich die Schlußworte meines Abschnittes von pag. 100 [67 der 
Dissertation]®): „Die Richtigkeit der Bestimmung obiger 
Pflanzen (von Katzer angeführte Namen) vorausgesetzt, sind 
wir der Lösung der Altersfrage vielleicht einen Schritt nähergerückt, 
aber die endgültige Entscheidung ist erst von einer Neuaufnahme der 
Gegend zu erwarten.“ Ferner bemerke ich, daß die mir pag. 10 ent- 
gegengehaltenen Bestimmungen, wie Petrascheck selbst zugibt, mir 
nicht bekannt sein konnten. 

Es handelt sich also lediglich um den Hinweis auf eine unklare 
Gliederung, die hoffentlich durch die Neuaufnahme der Gegend geklärt 
wird. Der Versuch, auf Grund der vorhandenen Literatur einen 
solchen Vergleich zu wagen, der zudem in so vorsichtiger Weise aus- 
klingt, entspricht durchaus nicht der von Petrascheck angewendeten 
Ausdrucksweise: „Herbing fühlt sich berufen..... i 

Außerdem scheint es Petrascheck gänzlich entgangen zu sein, 
dab ich die Semiler Ablagerungen lediglich aus dem pag. 90 [57] 
Anm. angeführten Grunde herangezogen habe, um die Katzersche 
Annahme, es sei noch lange nicht ausgemacht, ob die Radowenzer 
Schichten ins Karbon zu stellen seien, zurückzuweisen?). 

„ 9 Petrascheck wirft mir weiter vor, ich hätte seine Arbeit 
„Über die Mineralquellen etc.“ *) nicht berücksichtigt. Meine Arbeit 
war jedoch schon im Druck, als der Petraschecksche Aufsatz in 
Breslau eintraf. Dieser konnte daher nicht mehr von mir, sondern nur 
von dem dritten Mitarbeiter, Flegel, berücksichtigt werden, dessen 
Darlegungen sich noch nicht in der Druckerei befanden. 

Bezüglich des Wernersdorfer Kupfererzvorkommens ist hervor- 
zuheben, daß die Forschungen über sulfidische Erzimprägnationen 


!) Bezw. Unterrotliegenden, je nachdem dieses das Mittelrotliegende mit- 
umfaßt oder als getrennte Stufe ausgeschieden ist. 

2) Die Seitenzahlen meiner Inaugural-Dissertation sind in eckigen Klammern 
hinter die Paginierung der Festschrift gesetzt. 

®) Auch Petrascheck teilt die allgemeine Ansicht, daß die Radowenzer 
Schichten Oberkarbon sind. 

4) Petrascheck. Über die Mineralquellen der Gegend von Nachod und 
Cudowa. Jahrb. d. k.k. geol. R.-A. 1904; hier in Frage kommend pag. 471. 


Jahrbuch d. k.K. geol. Reichsanst., 1905, 55. Bd.,1. Hft. (Schmidt, Herbing u. Flegel.) 29 


333 Dr. A. Schmidt, J. Herbing und K, Flegel. [6] 


noch nicht weit genug fortgeschritten sind, um zu entscheiden, ob es 
sich um Syngenese oder Epigenese handelt. Jedenfalls wird man, selbst 
wenn es sich im vorliegenden Falle um Epigenese !) handeln sollte, 
nach der Gürichschen Beschreibung?) von einem flözförmigen Vor- 
kommen reden dürfen, wie auch Petrascheck tut (siehe Anm. 1), 
wie ja auch niemand daran denken wird, die Bezeichnung „Mansfelder 
Kupferschiefer flöz“ fallen zu lassen, selbst wenn sich die neuerdings 
für Mansfeld ausgesprochene Theorie einer epigenetischen Bildungs- 
weise bewahrheiten sollte. Tatsächlich handelt es sich also in der 
von Petrascheck angeregten Frage nur um einen Streit um Worte. 
Denn die auf dem Profilnach Gürich von mir pag. 102 [69] wieder- 
gegebene Lagerung wird dadurch gar nicht geändert. Der Begriff 
„Flöz“ spricht an sich nicht für das eine oder andere: für syngenetische 
oder epigenetische Auffassungsweise. 


Ob Petrascheck berechtigt ist, gerade den Altmeister 
Stelzner und den Dolmetsch seiner Anschauungen Bergeat eines 
Fehlers zu zeihen, steht dahin. Eine Nachprüfung der Wernersdorfer 
Lagerstätte ist leider, wie ich bereits pag. 101 [68] in meiner Arbeit 
sagte, infolge Zubruchegehens der Baue fürs erste ausgeschlossen. 


4. Zur Benennung meiner „Potschendorfer* und „Teichwasser“ 
Schichten bei Albendorf, Bezirk Liegnitz, sei zunächst nur folgendes 
bemerkt. Diese Neubenennung, deren ausführlicher Bearbeitung und 
Begründung ich später nochmals nähertreten will, konnte ich nicht 
umgehen, weil nirgends in der Literatur ein gleiches Vorkommen 
nutzbarer Mineralien in Verbindung mit Kalk und Kohle im Gebiete 
des unteren Rotliegenden zu finden war. Direkt unverständlich ist die 
Angabe Petraschecks, daß sich über den Radowenzer Schichten 
bei Albendorf die „unteren Kuseler Schichten“ wiedererkennen lassen; 
vornehmlich die „Neuroder Bausandsteine“, die wegen der vielen | 
vorhandenen Steinbrüche sofort ins Auge fallen müssen, sind gerade 
dasjenige Schichtenglied, dessen Zurechnung zum Mittelrotliegenden 
durch A. Schmidt auf Grund stratigraphischer und besonders 
paläontologischer ?) Ergebnisse erfolgen mußte. Die Potschendorfer 
und Teichwasser Schichten mit den tiefen Kalken, tiefen Kupfererzen, 
mit Kohlenflözchen und Eisenerzen sind auf dem Nordostflügel des 
Beckens bei Neurode nicht entwickelt. Gerade aus diesem Grunde 
glaubte ich dieses freilich ganz lokale Vorkommen neu benennen zu 
müssen und es ist offenbar Petrascheck entgangen, daß eben, um 


!) Beck. Lehre von den Erslagerstätten. Leipzig 1903, pag. 510. Auch 
Petrascheck hält dessen Auffassung in seiner vorzitierten Abhandlung für 
richtig, wenn er schreibt: „Bei Radowenz imprägnierten sie — i. e. Kupfer- 
erze — ein schwaches Konglomerat flöz des Unterrotliegenden und reichern sich 
infolge Adsorption an den Grenzen gegen die das Hangende und Liegende 
desselben bildende Lette an.“ 


®) Gürich. Die Kupfererzlagerstätte von Wernersdorf ete. Zeitschr. für 3 
prakt. Geol. 1893, pag. 370—371. 


3) Vgl. neben A. Schmidt, „Oberkarbon und Rotliegendes im Braunauer 
Ländchen und der nördlichen Grafschaft Glatz“ desselben Autors eben im Neuen 
Jahrb. f. Min. ete. 1905 erschienenen Aufsatz: „Zweischaler des niederschlesischen 
und böhmischen Rotliegenden*, 


[17] Uber das jüngere Paläozoicum an der böhmisch-schlesischen Grenze. 92923 


einer Verwirrung vorzubeugen, die entstehen würde, wenn Ungleich- 
artiges!) unter einen Hut gebracht würde, daß eben darum die Namen 
„Potschendorfer* und „Teichwasser Schichten“ aufrecht zu erhalten 
sind. Selbstverständlich gebührt diesen Namen keine allgemein gültige 
Bedeutung, denn die Bezeichnungen sind Lokalnamen, die nur das 
bisher einzigartige lokale Vorkommen von Kupfer- und Eisenerz in 
Verbindung mit Kalk und Kohle in dem tiefsten Horizont des unteren 
Rotliegenden charakterisieren sollen. 


Die Ergebnisse (pag. 20—21) der Petrascheckschen Kartie- 
rungen bei Qualisch, Bezirk Trautenau, lassen sich kartographisch 
wegen zu geringer Mächtigkeit der Schichten (20 m, 20—30 m und 
50 m) auf einer Karte 1: 75.000 wohl kaum durchführen. 

5. Die obere Begrenzung der Radowenzer Schichten möchte 
Petrascheck über das „Walchienflöz“, also auch über den ganzen 
dort entwickelten Flözzug gelegt wissen, während ich mich genötigt 
sehe, mitten in den Flözzug den Einschnitt zu legen. Petrascheck 
bringt so wieder die noch strittige Frage, wo das Rotliegende zu 
beginnen habe, zur Anregung. Wie wenig diese Frage geklärt ist, sagt 
Leppla überaus treffend ?): „In regelmäßiger Reihenfolge legen sich 
auf die Oberkarbonschichten diejenigen des Rotliegenden. Im Hin- 
blicke auf diesen Umstand erscheint bei der großen äußerlichen 
Ähnlichkeit in den Gesteinen zwischen den Ottweiler Schichten und 
dem unteren Rotliegenden eine Trennung der beiden Schichtenfolgen 
nicht so vollkommen gerechtfertigt, wie etwa die Scheide gegen das 
Holzer Konglomerat bildet.“ Versucht hat man schon öfter, eine Grenze 
zu lesen. Leppla sagt weiter: „Von bergmännischer und anderer 
Seite (Kliver) sind auch Versuche gemacht worden, die Schichten 
über dem Holzer Konglomerat, also die oberen Saarbrücker, die Ott- 
weiler Schichten und das untere Rotliegende in eine Gruppe zusammen- 
zufassen und als unteres Rotliegendes zu bezeichnen.“ Petrascheck 
scheint etwas ähnliches in entgegengesetzter Weise vorzunehmen 
geneigt zu sein und will einen Streifen des unteren Rotliegenden, 
wie ich weiter unten zeigen werde, ins Karbon verweisen und als 
Radowenzer Schichten mitbezeichnen. Das Richtigste dürfte wahr- 
scheinlich in der Mitte liegen. Wenn man das Auftreten gewisser 
charakteristischer Pflanzen ohne ausschließliche Betonung des kaum 
verschiedenen petrographischen Charakters zum leitenden Gesichts- 
punkt nimmt, hat man die Grenze dorthin zu legen, wo Walchia pini- 
formis in Verbindung mit anderen Rotliegendpflanzen auftritt. Gerade 
über die Altersbestimmung der Gattung Walchia schwanken die An- 
sichten noch hin und her. Zeiller?°) sagt sehr richtig: „Ce genre 
apparait vers le sommet du Stephanien et se montre tres abondant 
dans le Permien.“ Deutsche Forscher urteilen wie folgt: „Walchia 


!) Poischendorfer und Teichwasser Schichten des Unterrotliegenden — 
Neuroder Bausandsteine des Mittelrotliegenden. 

?) Leppla. Geologische Skizze des Saarbrücker Steinkohlengebirges. Pag. 45 
des Sonderabdruckes aus der Festschrift zum IV. allgemeinen deutschen Berg- 
mannstag. Berlin 1904. 

») Zeiller. Elements de paleobotanique. Paris 1900, pag. 262. 

29* 


224 Dr. A. Schmidt, J. Herbing und K. Flegel. [8] 


piniformis .... wegen ihrer allgemeinen Verbreitung als wahre 
a DIEBE des Rotliegenden zu betrachten.“!) Sterzel 


sagt: „Rotliegendtypen.....vwie «Walchia.“?) Weithoders% 


endlich schreibt noch genauer: „.... stets aber in Verbindung mit 
einer typischen Permflora, mit Callipteris, Walchia, Cala- 
mites gigas etc.“ Potonie*) bemerkte, daß viele Arten des Karbons 
ins Rotliegende hinüberreichen, daß also floristisch kein scharfer Ein- 
schnitt zu machen sei. Aber er sagt wörtlich in dem gleichen Absatze: 
„Es bleibt daher nichts weiter übrig, als floristisch das Rotliegende 
mit dem Auftreten einiger für die letztgenannte Formation charak- 
teristischen neuen Gattungen, respektive Arten beginnen zu lassen, 
das sind insbesondere Callipteris, Callipteridium gigas, Sphenophyllum 
Thoni, Stylocalamites gigas, Fomphostrobus, Walchia ....* Zwei dieser 
Gattungen konnte ich im „Walchienflöz“ nachweisen. Unter sieben 
Pflanzenarten finden sich zwei Rotliegendtypen: Callipteridium gigas 
und Walchia piniformis. Auf Grund dieser Tatsache ist das „ Walchien- 
flöz“ ins Rotliegende zu stellen. Es kennzeichnen sich also meine 
„Teichwasser Schichten“ als derjenige Horizont des Unterrotliegenden, 
welcher infolge eines wohl abbauwürdigen Flözvorkommens am meisten 
nach dem Karbon hinneist. Sollten nun einwandfreie Pflanzenfunde 
aus den tieferen Flözen Albendorfs obige oder andere Rotliegendtypen 
ergeben, so müßte man konsequenterweise auch diese als Kohlenflöze 
des Rotliegenden ansprechen, wie ich bereits pag. 97 [64] hervorhob 
und Petr asch eck pag. 10 sehr richtig betont. Es würde sich dadurch 
nur eine Änderung des Kartenbildes ergeben im Sinne Katzers, 
der bekanntlich dazu neigt, die Radowenzer Schichten als Rotliegendes 
anzusehen, dabei aber unbedingt zu weit geht. 

Die Grenzlegung ist also noch Gegenstand wissenschaftlicher 
Kontroverse. Petrasche ck verhält sich zu ihr im allgemeinen noch 
abwartend, wie er pag. 12 anführt. Er hält es wegen der geringeren 
Bekanntschaft mit den Floren der Radowenzer Schichten und des 
unteren Rotliegenden noch nicht für „opportun“, eine Grenze zu legen. 
Für eine Abscheidung des Walchienflözes spricht aber noch der 
Umstand, den Petrascheck pag. 10 selbst zugeben muß, daß das 
hangendste Flöz des ganzen Zuges nur lokal entwickelt ist. Über den 
sieben Flözen meiner Tabelle pag. 96 [63] folgen aber, wie ich 
pag. 104 [71] angab, noch zwei Kohlenflözchen, das untere von frag- 
licher Bauwürdigkeit und das andere ein kleiner Kohlenbesteg, beide 
bisher nur im Streichen nördlich von Albendorf bei Teichwasser und 
im Potschendorfer Kalkstollen bekannt geworden. Beide liegen in 
einem Horizont, der allseits als unteres Rotliegendes anerkannt ist. 
Sie scheiden daher bei der Frage der Grenzbestimmung zwischen 
Oberkarbon und Rotliegendem von vornherein aus. 

6. Konkordant werden die eben behandelten Radowenzer Schichten 


!) Göppert. Palaeontographica XII. 1864—1865, pag. 236. 
?) Paläobotanischer Charakter etc. (Referat). Neues Jahrb. f. Min. ete. 1903, 
II., pag. 467. 


®»), Weithofer. Verhandl. d. k.k. geol. R.-A. 1897, pag. 319. 
*) Potonie. Lehrbuch der Pflanzenpaläontologie. Berlin 1899, pag. 376. 


[9] Über das jüngere Paläozoicum an der böhmisch-schlesischen Grenze. 995 


von den Hexensteinarkosen unterlagert!). Weithofer hat in seiner 
Arbeit?) die im Bereiche des Rotliegenden auftretenden Arkosen nicht 
anders benannt als die in der Ottweiler Stufe auftretenden Hexen- 
steinarkosen. Wenn ich darin Weithofer gefolgt bin, so habe ich 
beide damit nicht „zusammenwerfen“ wollen, wie mir Petrascheck 
vorhält, noch weniger aber habe ich meine Teilung der Arkosen in 
zwei Zonen damit begründen wollen. Es fußt diese lediglich auf den 
Angaben Weithofers, namentlich pag. 462—463 und anderwärts. 


7. Das von Petrascheck an Weithofer und der Exkursions- 
karte getadelte Fehlen einer Begrenzung der Schatzlarer und Xaveri- 
stollenschichten ist lediglich auf das Fehlen von im Gelände ge- 
fundenen Pflanzen zurückzuführen, da die petrographischen Ver- 
schiedenheiten meines Erachtens zu geringfügig sind, um aus ihnen 
allein mit Sicherheit eine Grenze abzuleiten. Wenn Petrascheck 
in diesem Sinne eine andere Grenze zu geben imstande ist, so wird 
dadurch ein deutlicheres Bild von den Ablagerungen gewonnen. Ich 
habe auf Grund einer Nachprüfung der Weithoferschen Annahme 
zunächst dessen Grenze beibehalten und lege sie etwa in das Niveau 
des Litschebaches. 


8. Ich muß mich wegen eines lapsus calami korrigieren. Weit- 
hofer läßt die Xaveristollenschichten nicht „bis Zbeönik“ durch- 
streichen, wie ich unrichtig schrieb, sondern zwischen Bohdaschin 
und Zbecnik auskeilen. Die Exkursionskarte zeigt dieses deutlich. 
Auch textlich kann durch ein eingeschobenes „gegen“ der Irrtum 
beseitigt werden. Es handelt sich hier lediglich um einen unscharfen 
Ausdruck. Uber die von Petrascheck angeführten, auch von mir 
angetroffenen grauen Konglomerate nördlich Zbecnik und ihre Zu- 
teilung zu einer Schichtengruppe kann ich mich nicht äußern aus 
Gründen der Vorsicht, da ihre Stellung mir nach wie vor noch nicht 
klar geworden ist. 


9. Auf einen bloßen Korrekturfehler ist es zurückzuführen, was 
Petrascheck pag. 5 berichtigt. Der Trautenbacher Melaphyr hängt 
nicht mit dem Stachelbergporphyr zusammen, da im zwischenliegenden 
Täle Schatzlarer Konglomerate anstehen. Die Exkursionskarte hätte 
also dort einen schmalen Streifen Blaugrau zeigen müssen. 


10. Was Reichhennersdorf anlangt, so war ich infolge des 
Infristenliegens der dortigen Gruben lediglich auf persönliche Er- 


!) Petrascheck hat infolge unaufmerksamen Lesens hier in seinem Referat 
einen Fehler gemacht. Ich sagte pag. 90 [57]: „Eine stratigraphische Abgrenzung 
gegen das Unterrotliegende zu ziehen, soll der Zweck nachstehender Zeilen sein. 
Es sollen deshalb zunächst die gesamten Sedimente zwischen 
Kreide und Hexensteinarkosen zusammen betrachtet werden.“ 
Diese einführende Bemerkung hat Petrascheck übersehen, sonst könnte er mich 
nicht pag. 9 korrigieren. „Überlagert and infolgedessen gegen O begrenzt werden 
die Radowenzer Schichten vom Rotliegenden, nicht von der Kreide, wie Herbing 
schreibt.“ Ich schrieb in dem auf obige Bemerkung folgenden Absatze: „Gegen 
Westen bildet der Hexensteinzug die nicht immer scharfe Grenze, die östliche (in 
der Arbeit steht infolge eines Korrekturfehlers „westliche“) Begrenzung bildet die 
obere Kreide etc.“ 

2) Weithofer. Der Schatzlar—Schwadowitzer Muldenflügel des nieder- 
schlesisch-böhmischen Steinkohlenbeckens. Jahbrb. d. k. k. geol. R.-A. 1897. 


236 Dr. A. Schmidt, J. Herbing und K. Flegel. [10] 


mittlungen angewiesen, da die von mir zu Rate gezogene Literatur !) 
so gut wie gar keine Auskunft gab. 

Meine Angaben über die Lage der Bohrlöcher und die in dem 
Reichhennersdorfer Grubenkomplex ausgeführten Arbeiten fußen auf 
den mündlichen und schriftlichen Angaben des Herrn Berginspektors 
Böhnisch auf Gottmitunsgrube in Mittel-Lazisk O.S., des früheren 
Berginspektors in Reichhennersdorf. Als Betriebsleiter unter dem 
verstorbenen Direktor Hermann erschien er wie kein anderer zu- 
verlässig. Wo seine Aufzeichnungen versagten, mußte ich mir bei 
Herren aus Landeshut Rat holen, namentlich bei dem in meiner Arbeit 
wiederholt erwähnten Rentner Thomas, der seinerzeit viel zu den 
interessanten Arbeiten hinausgewandert war, also auch bei seinem 
vorzüglichen Ortssinn noch gut Bescheid wissen konnte. Das amt- 
liche Material des kgl. Oberbergamtes Breslau und die Rißsammlung 
des Bergreviers West-Waldenburg, deren Einsichtnahme mir gestattet 
worden war, boten in geologischer Hinsicht gar keinen Anhalt, wie ich 
Anm. 1 auf pag. 53 [21] hervorhob. 

Wenn die geologische Reichsanstalt weitere Angaben besitzt, 
so ist deren Mitteilung nur zu begrüßen, denn über längst aufgelassene 
Baue, die in der Literatur gar keine Berücksichtigung gefunden haben, 
kann nur auf Grund zugänglichen Materials abgehandelt werden. 
Petrascheck sagt aber pag. 4: „Von den Ergebnissen . ... . ist 
Herbing einiges zugänglich gewesen. Vieles scheint, nach seinen 
Angaben zu schließen, verschollen zu sein.“ Pag. 5 Anm. fügt er 
hinzu: „Es liegen hieramts Briefe mit Profilen, Karten und an Ort 
und Stelle gemachten Notizen Sturs, die hier zu Rate gezogen 
wurden.“ Diese Tatsache erfuhr ich erst durch Herrn Dr. Petra- 
scheck, der mir brieflich freundlicherweise Oktober vorigen Jahres 
mitteilte, daß sieben oder acht Laden mit Belegstücken, Karten ete. 
Ergänzungen zu meinen Angaben bringen würden. Ich beabsichtigte 
daraufhin, dieses Material einzusehen und durchzuarbeiten, kann 
aber um so lieber darauf verzichten, da „deren fachmännische Be- 
arbeitung gesichert zu sein scheint“. 

Mag immerhin die Bearbeitung des Wiener Materials hinsichtlich 
der Lage zweier Bohrlöcher ?) eine Berichtigung bringen, so bleiben 
meine Angaben im wesentlichen sicher zu Recht bestehen. Vor allem 
sind meine Mitteilungen die ersten zusammenhängenden Nachrichten 


') Pag. 53, Anm. 2 [pag. 21, Anm. 2]. Es fehlt in dieser Angabe noch der 
von mir ebenfalls benutzte, in Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1875, pag. 207—208 
stehende Bericht Sturs über seinen Besuch in Landeshut und Reichhennersdorf 
vom 31. Juli 1875. 

”) Das auf dem Kärtchen pag. 55 [23] verzeichnete Bohrloch XIII konnte 
ich im Gelände nicht finden, indes wurde mir mit großer Bestimmtheit angegeben: 
hier war das tiefe Bethlehemer Bohrloch XIII. Wohl aber fand ich „ein weiteres 
Bohrloch etwa 400 m südlich von diesem“ (vgl. pag. 54 [22]. Petrascheck 
meint offenbar diese Bohrung, wenn er pag. 5 schreibt: „Bohrloch XIII liest 
400 m südöstlich von der in der Kartenskizze angegebenen Stelle.“ Es zeigt sich 
also lediglich eine Nummervertauschung, was bei dem Viertelhundert Bohrungen 
seitens meines Gewährmannes leicht möglich war. Jedenfalls bin ich Herrn Petra- 
scheck für die mir unbekannt gebliebene Angabe der Lage des Bohrloches XXIV, 
dessen Tiefenangabe allerdings nichts Neues bringt, sowie für die Berichtigung der 
Lage der Bohrung XIII überaus verbunden. 


[! 1] Über das jüngere Paläozoicum an der böhmisch-schlesischen Grenze. 297 


über diesen einstigen Bergbau, dessen Verschwinden in der Literatur 
aus den von mir gekennzeichneten Gründen sich erklärt. 


11. Auf pag. 5 wirft mir Petrascheck vor, daß ich die zahl- 
reichen Verwerfungen bei Reichhennersdorf nicht beachtet hätte. 
In meiner Schrift sagte ich pag. 58 [26] aber Schütze zitierend: 
„Die unbauwürdigen Flöze sind in der Richtung vom Liegenden 
nach dem Hangenden zu durch mehrfach wiederholte strei- 
chende Sprünge in Tiefen versetzt, wo ein lohnender Abbau 
nicht mehr geführt werden kann.“ Noch auf derselben Seite unten 
steht: „Auf Grund der wie in Schatzlar oft jäh und plötzlich 
eintretenden Störungen glaubte Hermann seine bauwürdigen 
zehn Flöze als Schatzlarer ansprechen zu müssen.“ Ferner bringt 
pag. 77 [44] nochmals einen Hinweis auf die eben interpretierte 
Stelle: „Auch sonst sind lokale Störungen, Verwerfungen, Sprünge 
und Verdrückungen ebenso wie im Reichhennersdorf—Liebauer Revier 
zahlreich vertreten, eine Tatsache, auf Grund deren Hermann... .“. 


Ebenso wie bei Landeshut (s. u.) urteilt Petrascheck auch 
hier scharf und absprechend über eine Arbeit, die er nur oberflächlich 
gelesen haben kann. Petrascheck spricht von zahlreichen Ver- 
werfungen bei Reichhennersdorf und wirft mir Übersehen derselben 
vor. Ich habe mit den oben durch Sperrdruck gekennzeichneten 
Ausdrücken genau dasselbe gesagt. Um zu dem Vorwurfe zu 
gelangen, ich hätte die zahlreichen Verwerfungen übersehen, hat 
Petrascheck nicht weniger als drei Stellen nicht be- 
achtet. Ja noch mehr. In der kurzen Zusammenstellung der Haupt- 
ergebnisse pag. 118 [85] betonte ich sub 3 nochmals ausdrücklich: 
„Bei Reichhbennersdorf sind..... date: EROZEe- u... ack 
verworfen.“ Also nicht einmal die Ergebnisse hat Petrascheck 
genauer durchgelesen. 


Mit der Frage der Verwerfungen hängt es unzweifelhaft zu- 
sammen, wenn Petrascheck mir pag.5 vorwirft, „weil es den ver- 
wickelteren tektonischen Verhältnissen nicht im geringsten Rechnung 
trägt, ist das Profil, das Herbing auf seiner Tafel gibt, falsch“. 
Klar und deutlich steht aber auf dieser zu lesen: „Nach einem Profil 
von Schütze in der Bergschule Waldenburg“ und pag. 52 [20] findet 
sich die Anmerkung, daß durch die liebenswürdige Hilfe mehrerer 
dort genannter Herren die verloren geglaubten Profile Schützes!) 
aufgefunden wurden. Das meiner Arbeit beigegebene Profil ist lediglich 
eine maßstäblich veränderte Kopie eines derselben, wie es Schütze 
hat seinerzeit anfertigen lassen. Seine Richtigkeit oder Unrichtigkeit 
zu ermitteln, war nicht möglich, da, wie in meiner Arbeit mehrfach 
betont, die Baue längst aufgelassen und die Kerne der Bohrungen 
ungeheuer lückenhaft sind. 


!) Die Möglichkeit der Nachforschung wurde mir durch einen Brief 
Schützes an Weiß vom 29. März 1879 (Zeitschr. d. Deutschen geol. Ges. 1879, 
Verhandl. pag. 430—435) gegeben, in dem er unter anderem schreibt, daß er von 
den einzelnen Gruben je nach ihrer Größe ein oder mehrere Profile habe an- 
fertigen lassen. (Von den Reichhennersdorfer Gruben beiläufig drei. Zwei derselben, 
Bohrloch XIII und die Tafel habe ich in meine Schrift übernommen.) 


398 Dr. A. Schmidt, J. Herbing und K. Flegel. [12] 


12. Wenn Petrascheck pag. 5 noch rügt, daß die von mir 
aufgefundene Grenzverschiebung zwischen Ober- und Unterkarbon 
bei Landeshut und Liebau auf der Erkursionskarte fehlt, so ist dem 
entgegenzuhalten, daß die bedeutendste Grenzverschiebung 
(4—5 km) außerhalb des Bereiches der Exkursionskarte 
liegt und daß meines Erachtens etwa bei Liebau die neue Grenze 
wieder mit der der älteren Karten zusammenfällt. Da bisher die 
Fossilfunde noch spärlich blieben und eine petrographische Scheidung 
nach den um Landeshut vorhandenen Aufschlüssen mir auch bis zur 
Zeit noch nicht möglich war, verzichtete ich auf eine kartographische 
Darstellung. Drittens aber, und das war der Hauptgrund, wollte ich 
den Aufnahmen der kgl. preußischen geologischen Landesanstalt, die 
demnächst in dieses Gebiet fortschreiten, nicht vorgreifen, wie mehr- 
fach betont, sondern nur die gemachten Pflanzenfunde veröffentlichen. 

Es ist infolgedessen für die Auffassung des jüngeren Paläo- 
zoicums völlig unzutreffend, wenn Petrascheck pag. 2 den Vorwurf 
erhebt, die Festschrift hätte bloß den Zweck gehabt, „den beider- 
seitigen gerade in diesen Gebieten umgehenden Landesaufnahmen 
zuvorzukommen“. 

Außer den beiden zu akzeptierenden Berichtigungen bezüglich 
der Numerierung und Lage zweier Bohrlöcher und dem Herausfinden 
eines unpräzisen Ausdruckes und zweier Druckfehler im Text und 
auf der Karte kann Petrascheck seine Einwände gegen die 
Arbeit nicht aufrechterhalten. Vor allem bleiben die Hauptergebnisse 
pag. 118 [85] zu Recht bestehen. Der späteren Forschung mag es über- 
lassen bleiben, zu beurteilen, ob meine Arbeit eine „ganz ephemere 
Erscheinung“ ist. 


C. Die Kreide an der böhmisch-schlesischen Grenze. | 
A 
Entgegnung von Kurt Flegel. h 


Die am 31. August 1904 erschienenen, handschriftlich!) vom 
Juli 1904 datierten Bemerkungen Petraschecks?) über meine vor- 
läufige Mitteilung) sind stratigraphisch zwar zum Teil durch die von 
Petrascheck kürzlich befürwortete Gleichstellung *) der Chlomeker 
Schichten mit dem sächsischen UÜberquader bereits erledigt. Außer- 
dem bringt meine eigene inzwischen erschienene ausführliche Dar- 
eng! 5) des auf der Grenze von Preußen und Österreich gelegenen 


-) In em mir vom Verfasser Ende Oktober 1904 freundlichst übersandten 
Korrekturbogen. 

?) Dr. W. Petrascheck. Bemerkungen zur Arbeit K. Flegels über das 
Alter der oberen Quader des Heuscheuer Gebirges. Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 
1904, Nr. 12, pag. 280 — 282. 

3) Über das Alter der oberen Quader des Heuscheuer Gebirges. Zentralbl. f, 
Min. ete. 1904, pag. 395. 

4) Über die jüngsten Schichten der Kreide Sachsens. Abhandl. d. naturw. 
Ges. „Isis“, Dresden 1904, Heft 1. 

) Heuschener und Adersbach-Weckelsdorf. Eine Studie über die obere Kreide 
im böhmisch-schlesischen Gebirge. Festschr. zur Tagung d. Deutschen geol. Ges. in 
Breslau September 1904, III. Teil. 


= 


[13] Über das jüngere Paläozoicum an der böhmisch-schlesischen Grenze. 229 


Adersbacher und Heuscheuer Gebirges eine Klarlegung meiner von 
ihm bestrittenen Ausführungen. Doch erheischen einige unrichtige 
Angaben Petraschecks eine Berichtigung. 


1. Wenn ich einen Vergleich des Heuscheuer Gebirges mit den 
Ablagerungen von Kieslingswalde als naheliegend bezeichnete, 
so geschah dies mit Recht, weil die nur zirka 25 km entfernten 
Kieslingswalder Ablagerungen einerseits mit dem Heuscheuer Gebirge 
in direkter Verbindung stehen, anderseits durch Sturm!) eine genaue 
und sichere Bearbeitung erfahren haben. Denn Petrascheck gibt 
ja selbst zu), daß „durch einen Vergleich mit der Schichtenfolge des 
Isergebirges in Böhmen für die Altersbestimmung nicht viel geholfen 
ist, denn die Stellung der Sandsteine der Iserschichten ist noch 
kontrovers.“ 

Das Fehlen der Pflanzen und Konglomerate im Heuscheuer 
Quader ist noch kein Beweis gegen dessen Gleichaltrigkeit mit den 
Kieslingswalder Sandsteinen. Die Heuscheuer Quader können ja in ihren 
obersten Lagen ebenfalls konglomeratisch gewesen sein, nur sind sie 
infolge ihrer höheren Lage (900 m über dem Meeresspiegel) der 
Erosion und Denudation leichter zum Opfer gefallen als die- Kon- 
glomerate von Kieslingswalde, die sich als mächtige Anhäufung auch 
nur in den obersten Lagen (Hirtensteine) erhalten haben. Das massen- 
hafte Auftreten der Blattreste ist, wie die Untersuchung der Kieslings- 
walder und der Neu-Waltersdorfer Steinbrüche ergibt, an feinkörnige 
und vor allem tonige Gesteinslagen geknüpft. Wo solche tonige oder 
feinsandige Schichten fehlen, wie in den groben, rein quarzigen 
Ablagerungen des Heuscheuer Quaders, da mußte jedes hereingewehte 
Blatt durch die Bewegung zerrieben werden. Es ist also lediglich 
ein Gegensatz der Fazies, nicht eine Verschiedenheit 
des stratigraphischen Horizonts, der zwischen Heuscheuer 
Quader auf der einen und zwischen dem Kieslingswalder und Chlomeker 
Quader auf der anderen Seite nachweisbar ist. Ein Fazieswechsel ist 
nach Sturm, Petrascheck und nach meinen eigenen Beobach- 
tungen in der Grafschaft Glatz häufig zu finden. 

Angesichts dieses überall beobachteten Fazieswechsels erscheint 
die paläontologische Übereinstimmung des Heu- 
scheuer Quaders einerseits und der Kieslingswalder- 
Chlomeker Ablagerungen anderseits ganz besonders wichtig 
und bemerkenswert. 


2. Wenn Petrascheck erwähnt, daß Cardiaster Ananchytis 
Leske bereits im Turon vorkommt, so besitzt doch dieser Seeigel seine 
Hauptverbreitung im Emscher und Senon und ist stratigraphisch nicht 
ganz unwichtig). 


1) Der Sandstein von Kieslingswalde in der Grafschaft Glatz und seine Fauna. 
Jahrb. d. k. preuß. geol. Landesanst. f. 1900. 

2) Zur Geologie des Heuscheuer Gebirges. Verhand). d. k. k. geol. R.-A. 1903, 
Nr. 13, pag. 262 ff. 

3) Es sind hier die genauen Angaben in meiner Arbeit „Heuscheuer und 
Adersbach-Weckelsdorf‘ auf pag. 147 zu vergleichen, die Petrascheck bei seiner 
vorläufigen Entgegnung nicht vorgelegen hat. 


Jahrbuch d.k. k. geol. Reichsanst., 1905,55. Bd.,1. Hft. (Schmidt, Herbing u. Flegel.) 30 


230 Dr. A. Schmidt, J. Herbing und K. Flegel. [14] 


3. Der von mir in der vorläufigen Mitteilung angeführte Ino- 
ceramus Quvieri Sow. entspricht der Abbildung von Sturm, dessen 
Meinung ich mich anfänglich angeschlossen hatte, nicht der typischen 
Form. In meiner ausführlichen Arbeit, die ja Petrascheck noch 
nicht vorlag, bin ich nach einem genaueren Studium der Gattung 
Inoceramus zu der Ansicht gekommen. daß diese Stücke vielleicht als 
neue Art, mindestens jedoch als Varietät des typischen /noceramus 
Öuvieri aufzufassen sind. Ihre Ähnlichkeit mit Inoceramus Geinitzianus, 
den Sturm mit Inoceramus Cuvieri vereinigt, gab die Veranlassung 
zu dem Namen /noceramus Cuvieri Sow. var, Geinitziana. Exemplare 
dieser Varietät aus Kieslingswalde stimmen mit solchen aus dem Heu- 
scheuer Quader und nach Fri&s Abbildung mit Inoceramus Geinitzianus 
aus den böhmischen Chlomeker Schichten überein und sind mir von 
anderen Fundorten auch bekannt. Die geologische Landesanstalt Berlin 
besitzt mehrere von Herrn Landesgeologen Dr. Schröder auf dem 
Spiegelberge bei Halberstadt gesammelte Exemplare dieser Art, die eben- 
falls aus dem Emscher stammen. Die Gleichaltrigkeit der Kieslingswalder 
Sandsteine, der Chlomeker Schichten, der Sande vom Löhofsberge bei 
Quedlinburg und der Spiegelberge bei Halberstadt mit dem sächsischen 
Überquader ist von Petrascheck selbst in seiner neuesten (bereits 
zitierten) Arbeit ausdrücklich hervorgehoben worden. Daher sind auch 
diese Stücke für die Altersbestimmung von Bedeutung. 


4. Ferner setzt Petrascheck in das Vorkommen des Leit- 
fossils /noceramus percostatus @. Müller Zweifel, und zwar aus folgendem 
Grunde: Petrascheck hat ein gutes Exemplar eines /noceramus 
als Inoceramus percostatus G. Müller zu erkennen geglaubt, es aber, 
„um sicher zu gehen“, an Herrn Landesgeologen Dr. G. Müller. 
gesandt. Herr G. Müller hat die Bestimmung nach Petraschecks 
eigenen Worten nicht bestätigt, sondern hervorgehoben, daß dieses 
Stück an eine noch nicht beschriebene Art des Scaphitenpläners 
erinnere. Meine Bestimmung des Jnoceramus percostatus beruht auf 
dem direkten Vergleiche mehrerer Heuscheuer Stücke mit den Original- 
exemplaren G. Müllers aus dem Göttinger Museum). Die Richtig- 
keit der Bestimmung wurde mir durch Herrn Prof. Dr. Frech und 
Herrn Privatdozenten Dr. Seupin (Halle) in dankenswerter Weise 
bestätigt. 

Der Zweifel, den Petrascheck über das Vorkommen dieses 
Leitfossils äußert, ist also unbegründet, da Petrascheck- weder 
meinen J/noceramus percostatus noch die Originalexemplare, sondern 
nach der Angabe des Herrn G. Müller eine ganz andere Inoceramus- 
Spezies vor Augen gehabt hat. 


5. Daß „neue Arten für eine Altersbestimmung wertlos“ sind, 
ist allgemein bekannt und anerkannt. Wenn ich jedoch imstande bin, 
eine neue Art an zwei für die Altersbestimmung wichtigen Fundorten, 
zum Beispiel dem Heuscheuer Quader und den Kieslingswalder Sand- 
steinen, deren Alter genau bekannt ist, nachzuweisen, so ist die neue 


!) Herr Geheimrat Dr. v: Koenen stellte mir dieselben in liebenswürdiger 
Weise zur Verfügung. Auch an dieser Stelle sei ihm nochmals gedankt. 


[15] Über das jüngere Paläozoicum an der böhmisch-schlesischen Grenze. 93] 


Art für die Horizontbestimmung genau so wichtig wie ein bekanntes 
Leitfossil. Dies gilt für den /noceramus Cuvieri var. Geinitziana und 
den /noceramus Frechi nov. spec. Letzterer ist bereits in den unter- 
senonen Hockenauer !) Schichten nachgewiesen worden. 

Von der von mir erwähnten Fauna des Heuscheuer Quaders ist 
bis Jetzt nur eine neue Art, der Inoceramus Glatziae. nov. spec. aus dem 
Heuscheuer Quader allein bekannt und scheidet somit bei der Alters- 
bestimmung naturgemäß aus. Die übrigen sechs Arten kommen außer 
an anderen in meiner zweiten Arbeit angeführten Orten fünf im 
Kieslingswalder Sandstein und eine im untersenonen Hockenauer Quader 
vor. Ein paläontologischer Zweifel an der Altersstellung 
der Heuscheuer Quader ist somit ausgeschlossen). 

Stratigraphisch lassen sich die oberturonen Kieslingswalder 
Tone, das Liegende der Kieslingswalder Sandsteine, auf der Leppla- 
schen ?) Karte von Kieslingwalde aus nach Nordwesten in ihrer Streich- 
richtung ununterbrochen weiter verfolgen und gehen in die Karls- 
berger Pläner über, sind also gleichaltrig mit ihnen. 
Die Heuscheuer Quader sind daher auch aus diesem Grunde mit den 
Kieslingswalder Sandsteinen ident. Petrascheck selbst gibt zu, 
daß „diese Annahme naheliegend ist“ und sogar „gewisse Wahr- 
scheinlichkeit* hat. Deshalb ist sie auch von ihm bei und nach Ab- 
fassung seines Aufnahmeberichtes über das Heuscheuer Gebirge „lebhaft 
in Erwägung gezogen“ worden. 

Solange sich nicht durch positive Beobachtungen nachweisen läßt, 
daß der stratigraphisch nach unten scharf abgegrenzte Heuscheuer 
Quader ein Äquivalent des Scaphitenpläners ist, bleibt er aus paläonto- 
logischen und stratigraphischen Gründen ein Äquivalent des Kieslings- 
walder Sandsteines (Emscher). 


6. Bestärkt wurde ich in dieser Ansicht durch die typisch ober- 
turone Fauna des Karlsberger Pläners®), gegen die Petrascheck, 
wie ich aus seinem Schweigen schließen zu können glaube, nichts 
einzuwenden hat, außer dem gleich noch zu erwähnenden Inoceramus 
labiatus Schloth. 


7. Die Schwierigkeit, die zwei Funde von /noceramus labiatus 
Schloth. im Karlsberger Pläner bereiten, habe ich nicht dadurch zu 
„überwinden“ gesucht, daß ich den Inoceramus sublabiatus Müller als 
eine Mutation von /. labiatus Schloth. hinstellte, sondern ich habe 


!) Für die freundliche Übersendung des Exemplars aus Hockenau sowie für 
die liebenswürdige Angabe, daß diese Schichten gegenwärtig für Untersenon gelten, 
sage ich Herrn Dr. G. Müller hiermit meinen besten Dank. 


?) Inzwischen st es mir gelungen, noch ein Fossil aus dem Heuscheuer 
Quader zu erhalten, das geeignet ist, meinen paläontologischen Beweis bezüglich 
der Altersstellung der Heuscheuer Quader zu erhärten. Es ist dies eine gut erhaltene 
Pholadomya elliptica Münster, welche ebenfalls ihre Hauptverbreitung im Unter- 
senon besitzt. 


®) A. Leppla. Geologisch-hydrographische Beschreibung des Niederschlags- 
gebietes der Glatzer Neiße. Abhandl. d. kg]. preuß. geol. Landesanst. Neue Folge, 
Heft 32. 

*) Eine Aufzählung an dieser Stelle erübrigt sich. Es genügt ein Hinweis 
auf meine bereits zitierte genauere Arbeit: Heuscheuer und Adersbach-Weckelsdorf. 


s0* 


232 Dr. A. Schmidt, J. Herbing und K. Flegel. [16] 


nachgewiesen !), daß I. labiatus Schloth. nach Wollemann im Brongniarti- 
Pläner von Wolfenbüttel, im Scaphitenpläner von Strehlen bei Dresden 
und Oppeln, nach französischen Autoren (teste Leonhard) im gleichen 
Horizont des Pariser Beckens vorkommt. Inoceramus labiatus Schloth. 
spricht also nicht gegen das oberturone Alter des Karlsberger Pläners 
und ist in der Tat kein Leitfossil für die nach ihm benannte unter- 
turone Zone mehr, trotz der Ansicht Petraschecks, daß „die Be- 
deutung dieser Art als Leitfossil für die Schichtenfolge im Heuscheuer 
Gebirge auch durch das ‚Manöver‘ Flegels kaum geschmälert werden 
könnte. Z/. sublabiatus Müller kommt im Scaphitenpläner von Strehlen 
bei Dresden wirklich 2) neben 7. labiatus Schloth. vor und kann jeder- 
zeit im geologischen Museum Breslau eingesehen werden. Wenn ich 
ihn als Mutation von J. labiatus bezeichnete, so geschah es haupt- 
sächlich, um seine nahe Verwandtschaft mit /. labiatus darzulegen, 
Der Unterschiede, welche beide Formen aufweisen, bin ich mir wohl 
bewußt und habe auch nicht gesagt, daß I. sublabiatus Müller ein- 
gezogen werden soll. 


8. Mit: Recht nimmt Petrascheck an, daß die Karbonscholle 
von Straußenei sich unter der Kreide noch einige Kilometer weit 
nach Osten fortsetzt. Ich habe diese Tatsache in meiner Hauptarbeit, 
die ja Petrascheck bei der Abfassung seiner Bemerkungen noch 
nicht kannte, nicht mehr bestritten. Die an der Heuschauer Chaussee 
an der Schwarzen Koppe anstehenden Arkosen sind mir bei der 
Aufnahme nicht entgangen und werden auch von Frech?) erwähnt. 
Dieser schmale Streifen von Karbon ist entweder in die Reinerzer 
Quellenspalte eingeklemmt, wie Frech annimmt, oder er ist als 
stehengebliebener Rest der an genannter Verwerfung mit den Kreide- 
ablagerungen in die Tiefe gesunkenen Steinkohlenformation aufzu- 
fassen. 


9. Die Richtigkeit der von mir konstatierten und kartographisch ®) 
festgelegten Dislokationskluft Straußenei—Reinerz (Reinerzquellen- 
palte)?) erkennt Petrascheck an, behauptet aber, sie bereits „an- 
bedeutet“ zu haben. Die Andeutung, auf welche Petrascheck sich 
hier bezieht, lautet wörtlich: „Bei Jakobowitz grenzt der Cudowaer 
Granit wohl infolge eines Verwurfes unmittelbar an den Pläner.* 
Petrascheck hat also die in Frage stehende Verwerfung nur an 
einem einzigen Punkte vermutet („wohl“), sie aber weder als sicher 
vorhanden angenommen, noch in ihrer Ausdehnung verfolgt. Wem 
daher das Autorenrecht für diese Dislokation zukommt, überlasse ich 
dem Urteile des Lesers. 


') Siehe Heuscheuer und Adersbach-Weckelsdorf, pag. 144 und- 145. 

?) Die Richtigkeit der Bestimmung wurde mir von Herrn Prof. Dr. Frech 
und Herrn Dr. Scupin freundlichst bestätigt. Die Bestimmung erfolgte an der 
Hand des Originals aus Göttingen. Leider ist das Strehlener Stück nicht gut 
erhalten. 

») Reinerz, das Zentrum der Glatzer Mineralquellen. Reinerz 1904, pag. 10. 

*) Die Publikation wird in einer späteren Arbeit erfolgen. 

5) Wohl besser als „Reinerzer Randbruch“ zu bezeichnen, weil die Reinerzer 
Quellen auf einem ganzen System von Brüchen aufsitzen. 


[17] Über das jüngere Paläozoicum an der böhmisch-schlesischen Grenze. 233 


Nachtrag. 


Während diese Zeilen in den Druck kommen, erscheint eine 
neue Arbeit Petraschecks'), in welcher der Verfasser, um seine 
eigenen Worte zu gebrauchen, drei wissenschaftliche Arbeiten als 
„ganz ephemere Erscheinungen“ bezeichnet. Hier soll diese jüngste 
Schrift Petraschecks nur in den Teilen besprochen werden, die 
sich mit meiner eigenen Arbeit ?) „Heuscheuer und Adersbach-Weckels- 
dorf, eine Studie über die obere Kreide im böhmisch-schlesischen 
Grenzgebiete“, befassen. 

Die Art und Weise, wie Petrascheck meinen Arbeiten in 
der oberen Kreide des böhmisch-schlesischen Grenzgebietes entgegen- 
tritt, zeigt deutlich, daß es ihm nicht allein darauf ankommt, „Irrtümer“ 
zu berichtigen. Vielmehr sucht er durch übertriebene Hervorhebung 
unerheblicher Einwürfe, wie man sie jeder Arbeit?) machen kann, 
seinen Hauptirrtum, nämlich die unrichtige Horizontierung des oberen 
Heuscheuer Quaders *), in den Hintergrund zu rücken; denn nur so 
läßt es sich verstehen, daß eine sorgfältig ausgeführte wissenschaft- 
liche Arbeit als „ephemere Erscheinung“ bezeichnet wird. 

Petrascheck hat den Zweck meiner Arbeiten nicht richtig 
aufgefaßt. Es konnte unmöglich meine Aufgabe sein, eine genaue 
kartographische Aufnahme und Beschreibung des zirka acht Quadrat- 
meilen großen in Frage stehenden Gebietes zu geben. Dann hätte man 
mir mit Recht den Vorwurf machen können, daß ich den „beider- 
seitigen in diesen Gegenden umgehenden Landesaufnahmen zuvorzu- 
kommen“ suchte. Steht man auf diesem Standpunkte, so dürfte in den 
Ländern, die ein amtliches Institut zur geologischen Landesaufnahme 
besitzen, überhaupt kein Geologe außer den von der Regierung dazu 
berufenen Beamten sich mit der Aufnahme und Stratigraphie einer 
Gegend befassen. In meiner Heimatsprovinz Schlesien sind Aufnahms- 
sebiete, in denen man nicht früher oder später mit der amtlichen 
Landesaufnahme in Berührung kommen müßte, dank der regen Tätig- 
keit der kgl. preußischen geologischen Landesanstalt so gut wie gar 
nicht mehr zu finden. Daß durch diese genauen Arbeiten noch viele 
interessante und für die Gesamtauffassung wichtige Tatsachen bekannt 
werden, ist selbstverständlich. Meine Aufgabe war es, wie schon der 


!) Zur neuesten Literatur über das böhmisch-schlesische Grenzgebiet. Jahrb. 
d. k.k. geol. R.-A. 1904, Bd. 54, Heft 3 und 4. 

?) Dargebracht der Deutschen geologischen Gesellschaft zu ihrer Tagung in 
Breslau, September 1904. III. Teil. 

3) So hat Petrascheck kürzlich selbst in seiner Doktorarbeit (Studien 
über Faziesbildungen im Gebiete der sächsischen Kreideformation, Dresden 1899) 
eine Korrektur vorgenommen, indem er die „Spinosus-Pläner von Strehlen—Weinböhla 
und oberen Brongniar ti-Quader der Sächsischen Schweiz“ jetzt (Über die jüngsten 
Schichten der Kreide Sachsens. Abhandl. d. naturw. Ges. „Isis“ in Dresden, Jahrg. 
1904, Heft J) höher hinaufrückt und mit Recht in die Scaphitenzone („Stufe“ 
Petr.) einreiht. Michaels geologische Karte zeigt von der für die Gegend von 
Hronov—Stranßenei äußerst wichtigen Kreidetransgression bei Zdarek nichts, ohne 
daß Petrascheck dieses Umstandes auch nur mit einem Worte Erwähnung _täte. 

*) Deren Alter er auf Grund einer „zur Orientierung unternommenen Über- 
sichtstour“ (Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1903, Nr. 13, pag. 262) festgestellt hat. 


234 Dr. A. Schmidt, J. Herbing und K. Flegel. [18] 


Titel der Arbeit sagt, das Alter der Oberkante der Adersbach- 
Weckelsdorfer Kreidemulde und des Heuscheuer Gebirges festzulegen. 
Und diese Aufgabe ist durch meine Arbeit unzweifelhaft gelöst 
worden, trotzdem Petrascheck anderer Ansicht ist. Bis jetzt hat 
Petratscheck noch nicht eine einzige positive paläontologische oder 
stratigraphische Tatsache anführen können, die gegen meine Alters- 
bestimmung spricht, während ich nachgewiesen habe, daß seine Ein- 
reihung des oberen Heuscheuer Sandsteines in die Scaphitenzone, die 
Petrascheck selbst als „unsicher“ !) bezeichnet, aus stratigraphischen 
und paläontologischen Gründen nicht aufrecht zu halten ist. 


Demgemäß ist auch die der Festschrift beigegebene geologische 
„Exkursionskarte“°) tatsächlich „im wesentlichen nur als eine 
Wiedergabe der älteren Karten“ aufzufassen, ohne daß man ihr einen 
Vorwurf daraus machen kann. Die zahlreichen in der Arbeit vorkom- 
menden geographischen Namen ’bedürfen einer bildlichen Darstellung, 
da die Beyrichsche und Weithofersche Karte nicht immer zur 
Hand ist. Leider konnten wegen der allzuspäten Fertigstellung der 
besagten Karte einige Fehler, die auf ungenaue Reduktion der Auf- 
nahme im Maßstabe 1:25.000 auf 1:75.000 zurückzuführen sind, nicht 
mehr richtiggestellt werden, so daß zum Beispiel die äußerst kom- 
plizierte Gegend um Straußenei ein anderes Angesicht erhalten hat, 
als es meiner Aufnahme entspricht. Mein Aufnahmsblatt stimmt mit 
der Skizze Petraschecks, wie er sie kürzlich?) für die Gegend 
von Hronow und Straußenei entworfen hat, im wesentlichen überein ®). 
Außerdem stand mir als Ausländer für den österreichischen Teil 
meines Gebietes nur die Generalstabskarte im Maßstabe 1:75.000 zur 
Verfügung, wodurch eine genaue, alle Details wiedergebende Aufnahme 
von vornherein ausgeschlossen war. 


In starker Übertreibung spricht Petrascheck ferner über die 
Exkursionskarte: „Verhältnismäßig wenige Abweichungen (von den 
Karten Beyrichs und Weithofers) sind zu konstatieren und diese 
sind unglücklicherweise meist zum Nachteile der neuen Karte aus- 
gefallen.“ Die für ihre Zeit bahnbrechende Karte’Beyrichs ist für 
Exkursionszwecke nicht mehr brauchbar. Denn einmal fehlen auf ihr 
die Eisenbahnen; die erst in neuerer Zeit entstandenen Eisenbahn- 
aufschlüsse konnten also nicht berücksichtigt werden. Ferner enthält 
die Beyrichsche Karte keine Bruchlinien. Die Einführung dieser 
Signatur ist eines der hervorragendsten späteren Verdienste Beyrichs 
selbst. Die Eintragung der, wenn auch teilweise schon bekannten, für 
die Tektonik der Gegend so wichtigen Verwerfungen in die Exkursions- 
karte ist also eine Verbesserung der Karte. Die von Petrascheck 
über das Vorhandensein der eingetragenen Brüche ausgesprochenen 
Zweifel sind teils noch Gegenstand wissenschaftlicher Kontroverse 


!) Verhandl. d. k.k. geol. R.-A. 1903, Nr. 13, pag. 265. _ 

?) Sie wurde deshalb auch nur in 200 Exemplaren als Übersichtskarte für 
die an der Tagung der Deutschen geologischen Gesellschaft in Breslau teilnehmenden 
Herren gedruckt. 

®) Jahrb. d. k.k. geol. R.-A. 1904, Bd. 54, Heft 3 und 4, pag. 537, Fig. 2. 

*) Herr Dr. Petrascheck konnte sich teilweise selbst davon überzeugen. 


> 


# 


[19] Über das jüngere Paläozoicum an der böhmisch-schlesischen Grenze. 235 


(Steinetal), teils widersprechen sie den Tatsachen (Hronower Bruch), 
wie später dargelegt werden wird. 

Im folgenden werden die von Petrascheck an meiner Arbeit 
gemachten Ausstände im einzelnen beleuchtet. 

Im ersten Teile meiner Arbeit: „Stand der Kenntnis der Kreide- 
ablagerungen in der Adersbach-Weckelsdorfer Mulde und dem Heu- 
scheuer Gebirge* ist Jokelys nicht Erwähnung geschehen, weil mir 
seine Arbeit und seine Karte leider entgangen ist. Desto angenehmer 
ist es mir, durch Petrascheck zu erfahren, daß mein Querprofil 
durch die Adersbacher Kreidemulde mit demjenigen Jokelys ganz 
gut übereinstimmt. Jedenfalls ist das Profil von mir selbständig und 
unabhängig von dem Jokelys entworfen worden und wenn es mit 
den von Jokely zur Darstellung gebrachten Anschauungen überein- 
stimmt, so kann ich das nur mit Freuden konstatieren und es fällt 
mir nicht ein, es als meine Entdeckung in Anspruch zu nehmen, 
sondern will das Autorenrecht dafür gern Jokely überlassen. 

Der Vorwurf Petraschecks, daß ich „der Erwähnung der 
Resultate anderer nicht genügend Rechnung“ trüge, kann mich nicht 
treffen, wenn man unter den von mir gesperrt gedruckten „Ergebnissen“ 
folgendes versteht, nämlich eine Zusammenstellung der Resultate, die 
für den Exkursionsteilnehmer zur Orientierung notwendig sind. Daß 
die Ergebnisse nur so aufzufassen waren, geht zum Beispiel daraus 
hervor, daß ich unter 4. den tafelartigen Aufbau des Heuscheuer 
Gebirges und seine Bedingtheit durch den Wechsel von Quader- 
sandstein und Pläner erwähne, ohne an dieser Stelle einen Autor 
hinzuzusetzen, was jedoch in den Ausführungen ausführlich (Festschrift, 
pag. 149) geschehen ist. Ebenso ist das dritte Ergebnis, daß die Kreide- 
ablagerung von Adersbach und Wekelsdorf eine Synklinale ohne Bruch- 
bildung ist, eine allgemein bekannte und fast von allen Autoren er- 
wähnte Tatsache. Auch die von Geinitz und die von Petrascheck!) 
selbst vor dem Erscheinen meiner Arbeit ausreichend betonte Tat- 
sache, daß Exogyra columba kein Leitfossil für das Cenoman ist, 
habe ich als allgemein bekannt vorausgesetzt und nicht für mich in 
Anspruch nehmen wollen. Wollte man in den Ergebnissen alle Be- 
gsründungen mit allen Autoren rekapitulieren, so würden die Ergebnisse 
auf einen zweiten wenig veränderten Abdruck der Arbeit heraus- 
kommen und so dem Zwecke der Zusammenfassung widersprechen. 

Welche Schwierigkeiten die Identifizierung der zahlreichen von 
Krejöi und Fri& in die Literatur der böhmischen oberen Kreide 
eingeführten Lokalnamen mit der allgemein als gut anerkannten 
Schlüterschen Zonengliederung bereitet, erhellt am besten daraus, 
daß die Identifizierung bei verschiedenen Autoren auch verschieden 
ausgefallen ist. Die von mir dem historischen Teile angefügte ver- 
gleichende Tabelle ist der Sturmschen Arbeit entlehnt?). Wenn 
Petrascheck daher behauptet, daß ich für die Cwvieri-Stufe die 


!) Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1903, Nr. 13, pag. 265. Petrascheck 
nennt an dieser Stelle auch keinen Autor, Der Vorwurf fällt also auf Petrascheck 
zurück, 

?) Jahrhb. d. kgl. preuß. geol. Landesanst. für 1900. 


236 Dr. A. Schmidt, J. Herbing und K. Flegel. [20] 


Kreibitzer Schichten erfunden habe, um eine Lücke auszufüllen, 
so zeigt er damit nur, daß er die Sturmsche Arbeit nicht genügend 
genau studiert hat, Sonst müßten ihm die Kreibitzer Schichten schon 
früher aufgefallen sein und sein Mißfallen erregt haben. 

Das Hauptergebnis meiner Arbeit, die Gleichstellung 
des oberen Quaders der Heuscheuer mit dem Kieslingswalder Sand- 
steine, wird dadurch, daß Rominger 1847 dasselbe bereits ver- 
mutet hat, in seiner Wichtigkeit nicht im mindesten beeinträchtigt. 
Denn abgesehen davon, daß die Emscher Stufe von Schlüter erst 
20 Jahre später aufgestellt worden ist, würde es entschieden zu weit 
führen, wenn man alle von früheren Autoren einmal ausgesprochenen 
Vermutungen zitieren und kritisch beleuchten wollte. 


Petrascheck ist in der Altersbestimmung, die auf Grund 
derselben Fossilien !) gemacht wurde, zu einem von dem meinigen 
verschiedenen Resultat gelangt und aus dieser Verschiedenheit schließt 
er, daß die Frage noch nicht gelöst ist. Doch beweist die Ver- 
schiedenheit der Altersbestimmung nur ihre Schwierig- 
keit, nicht aber ihre Unsicherheit. Die abweichende Meinung 
Petraschecks beruht teilweise auf der Bestimmung der Inoceramen, 
doch fühlte sich Petrascheck hier anscheinend nicht kompetent. 
Denn er hat sein Material Herrn Landesgeologen Dr. G. Müller 
nach Berlin zur Bestimmung, „um sicher zu gehen“, übersandt?). 


Vollkommen unrichtig ist die Behauptung Petraschecks, daß 
mein Grenzquader ein Teil des Plänersandsteines sein soll. Der 
blaugraue, tonige, nur lokal entwickelte Sandstein ist nach oben und 
unten sehr scharf abgegrenzt. Er bildet einen nur 4—5 m mächtigen 
Horizont, welcher den Plänersandstein unterlagert. 

Wenn ich den Plänersandstein mit den Labiatus-Plänern ver- 
einigte, so geschah es, wegen der gleichartigen Fazies beider Gesteine, 
die durch zahlreiche Übergänge eng miteinander verbunden sind, und 
wegen der paläontologischen Verwandtschaft beider. Denn Michael 
hat nachgewiesen, daß unter den 24 Arten, die er aus dem Pläner- 
sandsteine kennt, bereits 10 von Fri@ auch aus den turonen Weißen- 
berger und Malnitzer Schichten aufgeführt werden °). 

Die von Michael in der Kreidescholle von Cudowa als Leit- 
horizont verfolgte Glaukonitbank war mir bekannt. Ich betrachtete 
es jedoch nicht als meine Aufgabe, diesen Horizont in dem großen 


') Ob Petrascheck in der Tat dasselbe Material vorlag wie mir, entzieht 
sich meinem Urteile. 


?) Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1904, Nr. 12, pag. 281. 


®) Kürzlich gelang es mir, im Plänersandstein zwischen Lewin und Reinerz 
ein zwar nur als Bruchstück erhaltenes, aber deutlich und zweifellos zu bestimmendes 
Stück von Inoceramus labiatus Schloth. zu finden. Es ist dieser Fund ein neuer 
Beweis dafür, daß der Plänersandstein in der Tat an die Grenze von Cenoman und 
Turon zu stellen ist. Da wir es hier mit einer kontinuierlichen Ablagerung zn tun 
haben und jede Trennung künstlich ist, kann es keine scharfe Grenze zwischen 
dem Oenoman und dem Turon geben. Es ist also lediglich ein Ausfluß subjektiven 
Empfindens, ob man den Plänersandstein zum obersten Cenoman (Michael) oder 
zum untersten Turon (Verfasser) oder an die Grenze von beiden (Petrascheck) 
rücken will. Alle drei Ansichten haben ihre Berechtigung. 


[21] Über das jüngere Paläozoicum an der böhmisch-schlesischen Grenze, 237 


Gebiete genau festzulegen !) und kann nur immer wieder betonen, 
daß ich keine Spezialaufnahme geben wollte, um der Landes- 
aufnahme nicht vorzugreifen. Ich wollte nur die oben präzisierten 
Aufgaben lösen und einen kurzen „guide“ für den Exkursionsteil- 
nehmer liefern. 

Der Vorwnıf Petraschecks, daß bei meinem Versuche, den 
Brongniarti-Pläner vom Scaphitenpläner des Karlsberger Plateaus zu 
scheiden, die Isohypsen der Karte eine „wichtige Rolle gespielt 
zu haben scheinen“, erledigt sich von selbst. Es ist eine unwider- 
sprochene Tatsache, daß, wo die Lagerung eine flache ist, die Isohypsen 
mit den geologischen Grenzen beinahe zusammenfallen. Die von mir 
gezogene Grenze ist durch das tiefe Erosionstal, in dem Machau 
liegt, an der Hand der Isohypsen gegeben. Ob die Karlsberger Pläner 
sich an anderen Orten kartographisch von den BDrongniarti-Plänern 
werden trennen lassen, muß der Spezialaufnahme überlassen bleiben, 
wie ich schon in meiner Arbeit hervorgehoben habe 2). Das Auftreten 
der Karlsberger Pläner nordwestlich von dem Erosionstale ist mir 
trotz der gegenteiligen Ansicht Petraschecks nicht entgangen, 
wenn ich auch in der Arbeit nicht ausdrücklich darüber gesprochen 
habe. Ein wohlwollender Leser wird diese Tatsache zwischen den 
Zeilen lesen können. Denn ich habe dargelegt), daß am Südwestrande 
der Adersbach-Weckelsdorfer Kreidemulde die Mächtigkeit des Pläners 
auf Fazieswechsel beruht und daß die Mächtigkeit, je weiter man 
nach Süden kommt, immer größer wird. Es ist doch selbstverständlich 
damit gemeint, daß sich immer jüngere Glieder auflagern, also auch 
der Karlsberger Pläner, der sich petrographisch vom Drongniarti-Pläner 
nicht unterscheiden läßt. 

Die geologische Exkursionskarte zeigt infolge eines in der 
Druckerei begangenen Irrtumes bei der Farbenwahl, die aus dem an- 
geführten Grunde nicht mehr geändert werden konnte, bei Straußenei den 
Quader der Wünschelburger Lehne, der in Wirklichkeit zum Cenoman 
gehört. Daß hier in der Tat nur ein Druckfehler und nicht ein Fehler 
meinerseits vorliegt, geht unmittelbar aus den Worten des Textes ®) her- 
vor: „Das Fehlen des Sandsteines der Wünschelberger Lehne auf der 
Südwestseite der Heuscheuer ist durch Fazieswechsel zu erklären.“ 

Petrascheck zweifelt ferner meine Altersbestimmung der 
Quader in der Adersbach-Weckelsdorfer Muide an und sagt, daß ich 
denselben Fehler gemacht hätte wie Jokely. Zunächst kann von 
einem „Fehler“ nicht die Rede sein, da Petrascheck mir noch 
nicht beweisen kann, daß meine Ansicht falsch ist. Auch vergißt 
Petrascheck vollkommen, daß ich es in meiner Arbeit unent- 
schieden gelassen habe, ob der von Fri@ angenommene Zwischen- 
pläner°) vorhanden ist oder nicht und daß sein Vorhandensein eine 
einfache Erklärung durch Fazieswechsel findet. 


1) Zumal mir bei der Aufnahme nur die Karte im Maßstabe 1: 75.000 zur 
Verfügung stand. 

2) Festschrift, pag. 145. 

®) Festschrift, pag. 140. 

4) Festschrift, pag. 138. 

5) Jahrb. d. k.k. geol. R.-A. 1904, Bd. 54, Heft 3 und 4, pag. 535. 


Jahrbuch d.k. k. geol. Reichsanst., 1905, 55. Bd., 1. Hft. (Schmidt, Herbing u. Flegel.) 31 


238 Dr. A. Schmidt, J. Herbing und K. Flegel, [22] 


Interessant ist eine bei dieser Gelegenheit erwähnte Auffindung 
von Fossilien, durch welche Petrascheck seiner früheren Alters- 
bestimmung !) selbst den Todesstoß versetzt. Die Unklarheit im Aus- 
drucke erheischt ein wörtliches Zitat der Stelle von Petrascheck: 
„Ich (Petrascheck) erwarb aus den den angeblichen Mittelquader 
unterteufenden Plänerschichten Fossilien, die auf die Teplitzer Schichten 
(Scaphitenpläner) schließen lassen, was wohl eine Vertretung 
des Heuscheuer Quaders wahrscheinlich machen könnte.“ 2) 
Beachtenswert ist zunächst, daß er in der den angeblichen Mittelquader 
unterteufenden Plänerstufe auf Teplitzer Schichten 
(Sceaphitenpläner) schließt, während er früher in der Plänerstufe 
des Heuscheuer Gebirges kein jüngeres Niveau als das des 
Brongniarti-Pläners (Malnitzer Schichten) suchen zu 
dürfen glaubte. Um eine Zone nach oben hat also Petrascheck 
in der Altersbestimmung schon nachgegeben. Unklar ist, was Petra- 
scheck unter „Vertretung des Heuscheuer Quaders“ meint. Soll man 
darunter eine fazielle Vertretung des oberen Heuscheuer Quaders durch 
die den angeblichen Mittelquader unterteufenden Plänerschichten ver- 
stehen, so wäre der angebliche Mittelquader jünger als der 
obere Heuscheuer Quader. Hat Petrascheck eine fazielle 
Vertretung der Quader der Wünschelburger Lehne damit gemeint, so 
ist der angebliche Mittelquader jünger als die Quader 
der Wünschelburger Lehne und die letzteren sind dann der 
Sceaphitenzone zuzurechnen. Hat Petrascheck sagen wollen, daß 
der Heuscheuer Quader (unter welchem Namen ich immer den oberen 
Quader verstehe im Gegensatze zum Quader der Wünschelburger 
Lehne) mit dem angeblichen Mittelquader ident ist, dann hat er den 
Ausdruck „Vertretung des Heuscheuer Quaders“ vollkommen falsch 
angewendet. Eine derartige Unklarheit im Ausdrucke, die ein 
Verstehen des Sinnes sehr erschwert, steht in Petraschecks Arbeit, 
wie noch gezeigt werden wird, keineswegs vereinzelt da. 

Das Gebiet im SW des‘Parschnitz—Hronower Bruches war nicht 
mehr Gegenstand der Aufnahme. Daher wurden die dort anstehenden 
Gesteine auf der Exkursionskarte nur durch einen verwaschenen Strich 
in der für die einzelnen Formationen konventionell festgelegten Farbe 
angegeben. Nun ist durch ein Versehen des Lithographen bei Zdarek 
dieser grüne Strich ohne scharfe Begrenzung, der nur andeuten sollte, 
daß hier Kreide ansteht, etwas zu hell geraten. Petrascheck 
schließt daraus, daß ich hier den Emscher-Heuscheuer Quader einge- 
zeichnet hätte, obgleich erstens Michael bereits unzweifelhaft nach- 
gewiesen hat, daß die Quader zum Cenoman gehören, und obgleich 
ich zweitens im Text) selbst ausdrücklich erwähne, daß dort Cenoman- 


!) Bezeichnend ist auch, daß Petrascheck bei fast allen Versuchen von 
Altersbestimmungen sich immer unbestimmter Ausdrücke, wie „könnte, dürfte, 
möchte“ bedient. 

?) Verhandl. d. k.k. geol. R.-A. 1903, Nr. 13, pag. 264. 

®) Festschrift, pag. 152: Die bei Zdarek anstehenden Cenomanquader usw. 
Diese Quader fallen übrigens nördlich Kote 501 nicht nach NNO, wie Petraschecks 
Skizze zeigt, sondern, wie bereits in meiner Arbeit pag. 152 angegeben ist, unter 
30° nach WSW, Petrascheck hat sich also in den Himmelsrichtungen geirrt. 


[23] Über das jüngere Paläozoicum an der böhmisch-schlesischen Grenze, 239 


quader ansteht. Petrascheck hätte also meine Arbeit gründ- 
licher durchlesen sollen, ehe er einen unbegründeten Vorwurf gegen 
mich erhob. 

Ein genaueres Eingehen auf Einzelheiten erfordert die von 
A.Schmidt und mir in der Wilhelminagrube konstatierte (in meiner 
Arbeit Straußeneier Sprung genannte) Verwerfung. Sie wurde 
im dritten Flöz tonnlägig 250 m vom Ausgange des Wilhelminaschachtes 
entfernt angefahren. Die Verwerfungskluft selbst zeigt ein Einfallen 
von 84° nach SSW, Hinter der Kluft stand ein weißer Sandstein an. 
A. Schmidts Aufnahmsnotizen enthalten noch die Bemerkung „nicht 
Arkose“. Leider ist der Betrieb auf der Wilhelminagrube seit dem 
Sommer 1903 eingestellt worden und daher eine Revision der Angaben 
zurzeit nicht möglich. Man hat im Wilhelminaschacht die Wasser 
aufgehen lassen, weil der Abbau der über 30°/, Asche gebenden 
Kohle im Verhältnis zu den hohen Betriebskosten nicht mehr lohnend 
genug war). 

Ganz unzweifelhaft ist der von mir unter Tage nachgewiesene 
Straußeneier Sprung mit der von Petrascheck in der Skizze auf 
pag. 557 nördlich des Wilhelminaschachtes eingezeichneten Verwerfung 
ident, wie aus einer mir vorliegenden Kopie des Grubenrisses der 
Wilhelminagrube hervorgeht. Uber Tage habe ich mich durch die 
Transversalschieferung des Pläners in den kleinen Aufschlüssen bei 
Zlicko zu der Annahme einer größeren Ausdehnung des Straußeneier 
Sprunges verleiten lassen, die den tatsächlichen Verhältnissen nicht 
entspricht, und stehe nicht an, diesen, wie Petrascheck selbst 
sagt, „verzeihlichen“ Irrtum ohne weiteres zuzugeben. 

Petrascheck läßt infolge dieser Verwerfung Schatzlarer 
Schichten an Schwadowitzer Schichten angrenzen. Dies ist jedoch nach 
unseren Aufnahmen nicht möglich, da die Schwadowitzer Schichten, 
wie Weithofer angibt, mit Ausnahme der Arkosen nur in roter 
Farbe als Sandsteine untergeordnet auch als Schiefer entwickelt sind. 
Daß eine Verwechslung der roten Schwadowitzer Schichten mit den 
weißen cenomanen Sandsteinen vorliegt, ist doch wohl kaum anzu- 
nehmen. Petrascheck nimmt allerdings eine Verwechslung oder 
falsche Bestimmung der Gesteine unserseits an. Er bezieht sich 
dabei auf eine Bemerkung A. Schmidts, „daß die von Weithofer 
bei Zdarek als Karbon kartierte Insel durch mich als Cenoman er- 
wiesen“ sein soll. In meiner Arbeit wird jedoch Petrascheck 
vergeblich eine derartige Bemerkung suchen. Mein Aufnahmeblatt zeigt 
sehr wohl in dem von Zdarek nach Sedmakowitz führenden kleinen 
Tälchen die roten glimmerhaltigen Sandsteine der Schwadowitzer 
Schichten, auf die sich auf der rechten Seite die cenomanen Sand- 
steine und auf der linken nach einer nur wenig mächtigen Quader- 
schicht die Plänersandsteine auflegen. Im Maßstabe 1:75.000 würde 
dieser Karbonaufbruch einen Streifen von 1’/; mm Breite und 10 mm 


!) Nach freundlicher Mitteilung von Herrn Dr. Schmidt beabsichtigt Seine 
Durchlaucht Prinz Wilhelm von Schaumburg-Lippe, in diesem Frübjahre den Betrieb 
auf der markscheidenden preußischen Klemensgrube, die mit der Wilhelminagrube 
durchschlägig ist, wieder zu eröffnen und die Wässer zu sümpfen, so daß weitere 
Aufschlüsse unter Tage zu erwarten sind. 


31* 


240 Dr. A. Schmidt, J. Herbing und K. Flegel. [24] 


Länge ausgemacht haben. Ich habe ihn daher absichtlich auf der 
„Exkursionskarte* nicht zum Ausdrucke gebracht. 

Der Straußeneier Sprung existiert also, da Petraschecks 
Angaben mit meinen Angaben übereinstimmen. Ob sein Ansmaß jedoch 
nur so gering ist, daß, wie Petrascheck angibt, die Schatzlarer 
Schiehten an die Schwadowitzer anstoßen, oder ob sein Ausmaß so 
sroß ist, daß nach Schmidts Aufzeichnungen die Schatzlarer Schichten 
an die weißen cenomanen Sandsteine angrenzen, kann nur durch eine 
Revision nach der bevorstehenden Wiedereröffnung der Gruben ent- 
schieden werden. 


Es bildet also zwar nicht die ganze Karbonscholle 
von Hronow-—Straußenei, sondern nur das Steinkohlen- 
vorkommen von Straußenei einen Längshorst, der von 
zwei streichenden, widersinnig einfallenden Brüchen 
begrenzt wird. Von diesen ist der eine der soeben erwähnte 
Straußeneier Sprung, der andere die von Michael nachgewiesene 
Fortsetzung des Parschnitz—Hronower Bruches, wie im folgenden 
dargelegt werden soll. 


Durch Petraschecks neueste Arbeit ist die Tektonik der 
Gegend zwischen Hronow und Straußenei meines Erachtens noch nicht 
genügend geklärt. Er stellt sich bezüglich des Parschnitz--Hronower 
Bruches in einen bewußten Gegensatz zu Michael und Weithofer, 
ohne deren Ansicht widerlegen zu können. Michael!) hat nach- 
gewiesen, daß „830 m vom Eingangsstollen der Wilhelminagrube ent- 
fernt etwa 70 m unter Tage — oberflächlich streicht an der Stelle 
Plänersandstein aus — eine große N 50 W streichende Kluft ange- 
fahren wurde, welche mit einem Winkel von 29% westlich einfällt. 
Ein fester, grober, roter Sandstein, mit 60° betragender Neigung östlich 
einfallend, ist durch eine 2—D5D cm mächtige, schwarze, feste Letten- 
schicht von einem westlich sich verflächenden schwarzen, groben Sand- 
stein getrennt“. Dieser Sandstein gehört den untersten Lagen des 
Cenomanquaders, der unteren Zone des groben, kalkigen Sandsteines 
von Cudowa Michaels, an. „Eine große Verwerfung trennt also 
scharf die Kreideablagerungen von denen der Karbonformation, die 
Schwadowitzer Dislokationskluft findet bis hierher ihre südöstliche 
Fortsetzung.“ 


Die Angaben Michaels sind so präzis und bestimmt, daß man 
keinen Grund hat, irgendwelche Zweifel zu äußern 2). Dennoch ver- 
mutet Petrascheck, daß Michael „in der Angabe des Ortes ein 
Irrtum untergelaufen“ sei und beruft sich dabei auf mündliche Mit- 
teilungen des Herrn Markscheider Irmann. Weithofer?) beruft 
sich bei der entgegengesetzten Ansicht, der Annahme einer Über- 
schiebung, ebenfalls auf den eben genannten Herrn Markscheider und 
Herrn Ingenieur Nowak. Petrascheck zeichnet auf seiner Skizze 


!) Zeitschr. d. Deutschen geol. Ges. 1893, pag. 215. 

®2) Auch hat mir Herr Dr. Michael persönlich liebenswürdigerweise mit- 
geteilt, daß seine Angaben auf von ihm selbst unter Tage gemachten Beobachtungen 
basieren. 

®) Jahrb. d. k. k. gool. R.-A. 1897, Bd. 47, pag. 470. 


[25] Über das jüngere Paläozoicum an der böhmisch-schlesischen Grenze. 94] 


der Gegend von Hronow und Straußenei?) zirka 200 m westlich von 
dem Wilhelminaschachte eine Verwerfung im Karbon, die wohl der 
Michaelschen entsprechen soll, im Text ist sie nicht erwähnt. Es ist 
jedoch unmöglich, daß beide ident sind. Die Michaelsche Verwerfung 
streicht N50 W und grenzt an Kreideschichten, die Petraschecksche 
streicht N10O W und liegt im Karbon (Schatzlarer Schichten), kann 
also auch nur ein geringes Ausmaß haben. Ebenso divergierend sind 
die Angaben der Entfernung von dem Eingangsstollen der Wilhelmina- 
grube, bei Michael 850 m, auf Petraschecks Skizze 200 m. 
Ebenso unmöglich ist die Annahme Petraschecks, daß Michael 
südlich mit westlich vertauscht habe. Westlich von dem Wilhelmina- 
schachte (also ungefähr im Streichen des Karbons) kann bei 850 m 
Entfernung nie Kreide angefahren werden, noch dazu 70 m unter Tage. 
Die von Petrascheck ohne Angabe des abgesunkenen Teiles ge- 
zeichnete Verwerfung ist also, wenn sie überhaupt vorhanden ist (im 
Text ist zu ihrer Begründung nicht ein Wort angeführt), etwas Neues. 
Jedenfalls ist die von Michael nach Petraschecks eigenen 
Worten zweifellos beobachtete Verwerfungskluft auf der Skizze von 
Petrascheck nicht zur Darstellung gebracht, letztere ist also zum 
mindesten unvollkommen. 

Am Schlusse seiner neuesten Mitteilung (pag. 539) versucht 
Petrascheck eine tektonische Erklärung des Cudowaer Grabens 
zu geben. Dieselbe enthält jedoch so viel Unklarheiten in sich selbst, 
daß ich eine wörtliche Wiedergabe für notwendig halte. Petrascheck 
schreibt: 

„Der breite Graben von Cudowa biegt bei Hronow jäh aus einer 
NS-Richtung in eine erst fast westliche“ (muß heißen östliche), „dann 
mehr nordwestliche“ (muß heißen südöstliche) „um und läßt sich, 
zwischen Hronow und Kosteletz stark verschmälert, allmählich breiter 
werdend, weithin verfolgen. Wo er am engsten ist, wird er südwärts“ 
(muß heißen in seiner Nordwestecke) „von Karbon überschoben. Inner- 
halb kann man hier keine flach gelagerten Schichten nachweisen und 
scheint man somit Berechtigung zu haben, denselben auch als eine eng 
zusammengepreßte Mulde aufzufassen, die der nach S überschobenen 
Falte des Karbonzuges vorgelagert ist.“ (Unklar.) „Die über Tag zu 
beobachtende Schichtfolge und ebenso die mir (Petrascheck) von 
der Schatzlarer Bergverwaltung freundlichst zur Verfügung gestellten 
Ergebnisse der daselbst vorgenommenen Schürfungen und Bohrungen 
geben aber keinerlei Anhaltspunkte für das Vorhandensein einer 
Überstürzung der tiefsten daselbst aufgeschlossenen Karbonschichten.*“ 
(Direkter Widerspruch gegen die beiden vorangehenden Sätze.) Ich 
kann diese Ausführungen Petraschecks nicht besser charakterisieren 
als dadurch, daß ich seine eigenen Worte?) zitiere, die er ungerecht- 
fertigterweise meiner Arbeit zum Vorwurf gemacht hat und die daher 
doppelt schwer auf ihn selbst zurückfallen ; 

„Wiederholt ist in dieser Arbeit Ost und West in sinnstörender 
Weise vertauscht worden.“ 


1) Jahrb. d. k.k. geol. R.-A. 1905, Bd. 54, Heft 3 und 4, pag. 537. 
2) Pag. 528, Fußnote 1. 


242 Dr. A. Schmidt, J. Herbing und K. Flegel. 16) 


Im Gegensatze zu meioer Annahme, daß der Parschnitz-Hronower 
Bruch, abgesehen von den vorkarbonischen gebirgsbildenden Bewegungen, 
die Auslösung einer einzigen posteretacischen Bewegung ist, behauptet 
Petrascheck, daß man „auf dieser Linie gezwungen ist, die gebirgs- 
bildende Bewegung, abgesehen von den vorkarbonischen, auf zwei 
Phasen !) zurückzuführen, eine postpermische, aber voreretacische, und 
eine posteretacische*. Sind die Profile Weithofers richtig, so kann 
man unmöglich an dieser Störungslinie eine nach der Rotliegend- und 
vor der Kreidezeit erfolgte tektonische Bewegung annehmen, - sonst 
könnten die Kreideschichten den Rotliegendschichten auf dem ab- 
sesunkenen Flügel nicht gleichförmig (natürlich unter Bildung einer 
Erosionsdiskordanz) auflagern. Die Annahme einer postdyadischen und 
präcretacischen Phase der Bruchbildung von seiten Petraschecks 
bedeutet also ein völliges Mißverstehen der Weithoferschen Profile 
oder man wäre zu der bis jetzt durch nichts begründeten Annahme 
gezwungen, daß sämtliche Profile Weithofers falsch sind. 

Eine kurze Zusammenstellung der ausführlich erläuterten Tat- 
sachen gibt also folgendes Resultat: 

Petrascheck zweifelt das Hauptergebnis meiner Arbeit, die 
Altersbestiminung der Heuscheuer Quader als Emscher und der Aders- 
bach-Weckelsdorfer Sandsteine als Mittelturon, zwar an, kann jedoch 
den gegenteiligen Beweis nicht erbringen. Auch die richtige Bestimmung 
meiner Fossilien wird von Petrascheck in Zweifel gezogen, aber 
ohne Beweis. Die von Petrascheck an der geologischen Karte 
erhobenen Ausstände erledigen sich bei der richtigen Auffassung der- 
selben als „Exkursionskarte*, wie auch ihr Titel lautet, zum größten 
Teile von selbst. 

Es mag nach dieser kurzen Zusammenstellung dem Urteile des 
Lesers überlassen bleiben, ob Petrascheck berechtigt war, von 
meiner Arbeit als von einer „ephemeren Erscheinung“ zu sprechen. 


!) Die Möglichkeit einer Bildung in zwei Phasen, jedoch einer intrakarbonischen 
und der postkretazischen, ist in meiner Arbeit bereits in Betracht gezogen worden. 


Geologische Exkursionen im Gebiete des Liesing- 
und des Mödlingbaches. 


(Vorarbeiten für eine in Vorbereitung befindliche geologische 
Karte im Maßstabe 1:25.000.) 


Von Franz Toula. 
Mit einer Tafel (Nr. V) und 34 Textillustrationen. 


Wenn ich im nachfolgenden Mitteilung mache über meine im 
Gebiete des Liesing- und Mödlingbaches ausgeführten Begehungen, 
so könnte dies ganz wohl als voreilig und verfrüht angesehen werden, 
da das bis nun zur Ausführung Gebrachte noch lange nicht hinreicht, 
um den von mir ausgesprochenen Plan, eine Karte im Maßstabe von 
1:25.000 herzustellen, zur Ausführung zu bringen. Ein Unfall, den 
ich im vorigen Sommer erlitten habe, brachte mich an den Rand des 
Grabes und es wären meine Aufzeichnungen, die zum Teil dreißig und 
mehr Jahre zurückreichen, verloren gewesen, da sich kaum jemand die 
Mühe hätte nehmen können, meine Notizbücher zu bearbeiten, schon 
aus dem an mir gewiß sehr tadelnswerten Grunde, weil meine Schrift 
eine überaus schwer lesbare ist. 

Es wäre jedoch vielleicht doch schade gewesen um die von mir 
aufgewendete Arbeit im Felde, da sie zum mindesten gar manche neue 
Tatsache erbracht hat und zu zeigen geeignet erscheint, daß das 
genannte Gebiet, ganz abgesehen von dem Reize, der ihm eigen ist 
und der allein schon dem geologischen Wanderer seine Mühe reichlich 
lohnt, auch einer hingebenderen Arbeit erfreuliche Ergebnisse liefert. 
Diese Hingebung ist aber schon aus dem Grunde dringend nötig, weil 
das Gebiet ein weithin — man muß in anderer Beziehung sagen gottlob 
— gut und dicht bewaldetes ist, und wenn es auch an zahlreichen guten 
Aufschlüssen nicht fehlt, gerade der Bewaldung wegen, der Lösung 
tektonischer Fragen viele Schwierigkeiten entgegensetzt. — Ich 
habe für meine Person auf Grund meiner gesammelten Erfahrungen 
recht wohl erkannt, welche Partien noch weiterer Durcharbeitung 
unterzogen werden müssen, um das angestrebte Ziel zu erreichen, und 
wenn es mir die Verhältnisse erlauben, werde ich nicht unterlassen, mich 
zu bemühen, diese Arbeit zu leisten, wozu mich schon die Liebe treibt, 
die ich für dieses wahrhaft liebenswürdige Stückchen unseres schönen 
Vaterlandes von Jugend auf empfinde, eine Liebe, die mit den Jahren 
durch das, was ich in entlegenen Gebieten zu sehen und zu bearbeiten 


Jahrbuch d. k, k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (F. Toula.) 


244 Franz Toula. [2] 


Gelegenheit hatte, nicht nur nicht gemindert, sondern nur gesteigert 
worden ist. Ich gebe mich auch der Hoffnung hin, daß der eine und 
andere der geologischen Fachgenossen angeregt werden wird, in diesen 
Teil des niederösterreichischen Waldlandes hinauszuwandern. Vor allem 
hoffe ich meinen Freund Kustos Ernst Kittl zu bewegen, seine viel- 
fältigen in diesem Gebiete gesammelten Erfahrungen darzulegen. Ihm 
wird es vielleicht möglich sein, manches mir fraglich Gebliebene klar 
zu machen, Zweifel zu beseitigen und eine Fülle neuer Erkenntnisse 
beizubringen. Weiter hoffe ich, daß auch Alexander Bittners, des 
leider so viel zu früh Dahingeschiedenen, Aufzeichnungen — er hat 
gewiß gar viele Wege auch in diesem Teile der Ostalpen durchmessen 
— von den dazu Berufenen werden hervorgesucht und veröffentlicht 
werden. Zweifellos würde sich auch in den D. Sturschen Notiz- 
büchern viel des Interessanten finden und wäre eine Durchsicht der- 
selben besonders aus dem Grunde sehr erwünscht, weil man daraus 
entnehmen könnte, wo seine Kartenwerke (1860, 1894) auf tat- 
sächlich Beobachtetem und wo sie auf Annahmen und Kombinationen 
begründet sind. 

Es ist selbstverständlich, daß ich meine vorliegende Arbeit damit 
beginne, daß ich die auf das Blatt Mödling bezugnehmenden Arbeiten 
und Notizen, soweit sie veröffentlicht sind, zusammenstelle, und es 
scheint mir nicht unnütz, daß ich diese Literaturüberschau meinen 
Beschreibungen voranstelle, schon aus dem Grunde, weil der wissen- 
schaftlich Arbeitende die Arbeit der Vorgänger kennen und benützen 
soll, weil er dadurch erfahren kann, wo die eigene Arbeit einzusetzen 
hat. — Ich habe mich daher bemüht, bei den Berichten über Auf- 
nahmen im Felde eine kurze Angabe des Inhaltes zu geben. 

Herr Kustos E. Kittl hat sich bereit erklärt, sein karto- 
graphisches Material für die seinerzeitige Herstellung der Karte zur 
Verfügung zu stellen, die in diesem Falle unsere beiden Namen 
tragen wird. Ich habe bis nun nur meine eigenen Beobachtungen und 
Erfahrungen benutzt, um die Stursche Karte zu berichtigen. Als 
Grundlage für meine geplante geologische Karte habe ich die von 
G. Freytag herausgegebene Touristenkarte der Umgebung von 
Mödling im Maßstabe von 1:25.000 gewählt, da sie, in der Schichten- 
linienmethode ausgeführt, für die Eintragung der Farben besonders 
wohlgeeignet erscheint. Zunächst stellte ich eine genaue Kopie der 
Sturschen Originalkarte (1:25.000) her und trug Schritt für Schritt 
die Änderungen auf Grund meiner Wahrnehmungen ein. Hoffentlich wird 
es mir möglich sein, im Jahre 1905 alle jene Begehungen auszuführen, 
welche mir nach meinem bisherigen Beobachtungsnetze noch nötig 
erscheinen, um zu einem befriedigenden Abschlusse zu gelangen. Dann 
wird sich auch — so hoffe ich -- die Tektonik des interessanten 
Gebietes mit größerer Sicherheit entwickeln und auf tatsächliche 
Beobachtungen begründen lassen. 


P v 
u u 


[3] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 245 


I. Literaturübersicht, 
das auf der Karte zur Darstellung gebrachte Gebiet betreffend. 


1817. J. Sarenk. Geschichte und Topographie des landesfürstlichen Marktes 
Mödling und seiner Umgebungen. Wien 1817. Enthält ($. 169) ein Profil 
des Mineralbadbrunnens,. woraus hervorgelit, daß er hauptsächlich Tegel 
durchfährt. Das Vorkommen von Pecten-Schalen in der Tiefe wird angegeben. 


1831. R, J. Murchison. The Eastern Alps. Transact. of the London. geo]. soc. 
2. Ser., III, Pl. XXXV. Durchschnitt des Beckens von Wien, vom Leitha- 
gebirge über den Eichkogel bis zum Alpenkalk (Pl. XXXV]). 


1843. P. Partsch. Geognostische Karte des Beckens von Wien und der Gebirge, 
die dasselbe umgeben, oder erster Entwurf einer geognostischen Karte von 
Österreich unter der Enns mit Teilen von Steiermark, Ungarn, Böhmen, 
Mähren und Österreich ob der Enns. Wien. Fol. 1843. 

Die „erläuternden Bemerkungen zur geognostischen Karte des Beckens 
von Wien und der umgebenden Gebirge“ erschienen Wien 1844. 8°, Hof- und 
Staatsdruckerei. 

1846. G. Graf zuMünster. Über die in der Tertiärformation des Wiener Beckens 
vorkommenden Fischüberreste. 

Beitr. zur Petrefaktenkunde, VII, Bayreuth 1846, S. 1—31. 

Funde von Enzersdorf. 


1846. A.d’Orbigny. Foraminiferes fossiles du bassin tertiaire de Vienne. Paris 1846. 


1847. Fr.v.Hauer. Petrefakten aus dem Alpenkalke am Südabhange des Anninger 

am Wege vom Eichkogelsattel zum Richardshof („Schuberthaus‘“). 

Haidingers Berichte, I, S. 34. 

Lithodendron, Crinoidenstielglieder, Terebratula, Ostrea in Blöcken 
„deuten unzweifelhaft auf Jurabildungen*“. Erste Mitteilung über das Khät 
des Anningergebietes. — Rote Kalke. 

Die Fossilien gehören einer der tieferen Etagen der Juraformation 
(Unter-Oolith) an, die roten Kalke sind jünger. 

Haidingers Berichte, VI 1850, S. 20—22. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. I, 1850, S. 40. 


1847. M. Hoernes. Überblick über die fossilen Säugetiere des Wiener Beckens. 
Haidingers Berichte, I, 1847, S. 50—55. 
Erwähnt wird ein Zahn von Dinotherium von Enzersdorf bei Mödling 
(S. 52) und Zähne von Equus fossilis aus der Sulz bei Kaltenleutgeben (S. 53). 
Ersterer wurde von H. v. Meyer als Dinotherium giganteum bestimmt. 
Leonhard und Bronn, Neues Jahrb. 1847, S. 578. 


1847. A. v. Morlot. Erläuterungen zur geologischen Übersichtskarte der nord- 
östlichen Alpen. Wien 1847. 

S. 80. Das Vorkommen von Süßwasserkalk am Eichkogel bei Mödling 
mit vielen „Land- und Süßwasserschnecken“. 

S.88 wird nach Bou&@ erwähnt, daß der Wiener Sandstein bei Kalten- 
leutgeben „mit der Kohle“ auf dem Kalke liege und durch Wechsellagerung 
in denselben übergehe. 

S. 92. Der Wiener Sandstein ‚teils eocän, teils Grünsand, teils Lias-Trias. 

A. Bou& hat (Haidingers Berichte, 1847, II, S. 466) gegen die 
Zusammenfassung so verschiedener Formationen im Wiener Sandstein 
energisch Stellung genommen und den Wiener Sandstein mit dem Gurnigler 
Sandsteine Studers in Parallele gestellt. 

Fr. v. Hauer hat (Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. I, 1850, S. 48—51) 
Keuper, Neokom und Eocän im Wiener Sandstein vereinigt betrachtet. 


1847. A. E. Reuss. Die fossilen Polyparien des Wiener Beckens. 
Haidingers Abhandl., 1847, S. 1—109 mit 11 Tafeln. 
S. 4. Der Tegel von Brunn: Congerientegel. 
Ich finde kein einziges Fundstück aus unserem Kartengebiete ver- 
zeichnet. 


Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (F. Toula.) 32 


1849. 


1849. 


1849. 


1849. 


1851. 


1851. 


Franz Toula. [+] 


. Semianovsky. Analyse des Mineralwassers zu Mödling. 


Sitzungsber. d. Wiener Akad. d. Wiss., V, 1848. 


V. Streffleur. Lagerungsverhältnisse des Sandsteines und Kalkes im 
Wienerwaldgebirge. 
Haidingers Berichte, III, 1848, S. 332 —334. 


Die zwei Kalksteinzüge: Anninger—Schneeberg und Gaisberg—Klein- 
Mariazell. Der „Sand“ (Sandstein) fällt unter den Kalk ein. Die Sandstein- 
rücken ziehen unter dem Kalksteine fort, sind davon nur „überkrustet“. 


J. CZjzek. Geognostische Karte der Umgebung von Wien. Wien 1849 
(1:96.000). 

Haidingers Berichte, III, 1848, S. 163—172. 

Mit 16 Ausscheidungen, darunter von stratigraphischen Einheiten: 
Diluvinm, Süßwasserkalk, Geröll- und Sandlagen, Konglomerate, Leithakalk, 
Sand- und Tegellagen mit Geröllschichten, Cerithienkalk und -Sandstein, 
Tegel mit verhärteten Sandlagen, Alpenkalk, Wiener Sandstein. „Schwarz- 
kohle im Wiener Sandstein.“ 

Erläuterungen zur geognostischen Karte der Umgebung von Wien mit 
7 Anhängen. Wien 1849. 104 Seiten und Verzeichnis der Fossilreste des 
Tertiärbeckens von Wien von M. Hoernes, 43 Seiten. 

Von Fundorten unseres Gebietes werden angeführt: Brunn am Gebirge, 
Eichkogel und Maria-Enzersdorf bei Mödling. . 

In den Erläuterungen wird S. 72 der Übergang der hangenden dolo- 
mitischen Kalke in dichte Kalke („mit unbestimmten Grenzen“) in der Gegend 
von Mödling erwähnt. S. 74 wird das Vorkommen vou schwarzen, weiß- 
aderigen Kalken von Weißenbach bei Mödling angeführt, von wo auch rote 
Breccienkalke erwähnt werden, sowie auch die „Rauchwacke“ von Kalks- 
burg. Ihre „Entdolomitisierung* wird mit der Gipsbildung in einen Zusammen- 
hang gebracht (S. 75 und 8. 91). Die Trias-(Lunzer-)Sandsteine mit Pflanzen- 
führung werden noch dem Wiener Sandsteine („Lias und Keuper“) zugerechnet 
(S. 85), ebenso auch die Gosausandsteine von kretazischem Alter (S. 89), 
welche „manchmal vom Wiener Sandsteine nicht zu unterscheiden sind“. 
Der rote Sandstein (Werfener Schiefer) desgleichen (S. 88); er enthält „zu- 
weilen wie jener in der Brühl Spuren von Steinsalz“. 


J. CZ2jZek. Über die Umgebung des Eichkogels bei Mödling. 

Haidingers Berichte, V, 1849, S. 183—188. 

Nulliporenkalk auf dem gegen den Maaberg führenden Weg. Auch 
Cerithienkalk und tertiäre Konglomerate; solche auch am Ausgange des 
Windtales; Dolomite des Maaberges. Ein Kalkofen, in dem bituminöse, 
dunkle Kalke vom Hundskogel gebrannt werden. 


A.E.Reuss. Die fossilen Entomostraken des österreichischen Tertiärbeckens. 
Haidingers Abhandl., III, 1849, S. 41—92 mit 4 Tafeln. 


Abgebildet werden von Brunn: Cytherina heterostegina (VIII, 23), 
©. setigera (IX, 1), Cypridina lacunosa (IX, 27), C. reniformis (1X, 29), ©. 
Ffollieulosa (IX, 33), ©. brunnensis (X, 3), ©. granifera (X, 4), ©. bitubercu- 
lata (X, 11). 


A. E. Reuss. Neue Foraminiferen aus den Schichten des österreichischen 
Tertiärbeckens. 
Denkschr. d. Wiener Akad..d. Wiss., I, 1849. 


J.CzZjZek. Gipsbrüche in Niederösterreich und den angrenzenden Landesteilen. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1851, a, 8. 27—31. 

An ein bestimmtes Gestein gebunden (oberes Glied des Bunten Sand- 
steines). In der Brühl bei Mödling (S. 28). Graue, dolomitische Kalke ragen 
in dem großen gemauerten Schachte zwischen Gips hervor. Westlich davon 
kommen graue und rötliche Sandsteine und gegen Weißenbach, zu beiden 
Seiten, schwarze bituminöse Kalke vor. 


Fr. Foetterle. Über eine Höhle am NO-Abhange des Gaisberges, ober der 
Kirche von Kaltenleutgeben. Nahe dem Gipfel. 
Haidingers Berichte, VII, 1851, S. 186. 


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[5] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches.. 9247 


1851. M. Hoernes. Die fossilen Mollusken des Tertiärbeckens von Wien. Fund- 
orteangaben. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. II, 1851, d, S. 93. 

Brunn am Gebirge (S. 118). Ziegelei im Congerientegel (am Kröten- 
Pöllengrabenbache). 13 Arten werden genannt. Eichkogel (8. 122): Süß- 
wasserkalk über glimmerreichem Sand. 

1852. J. Cäjzek. Aptychenschiefer in Niederösterreich. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1852, c, S. 1—7. 

Der Bergzug südlich von Kaltenleutgeben bis in die Nähe von Gieß- 
hübel enthält Lagen von weißem Aptychenkalk mit Hornstein, roten Crinoiden- 
kalken (Oxford) benachbart, welche über Wildegg und Rohreck bis in die 
Nähe von Grub reichen und sich weiter gegen SW über Alland und Alten- 
markt verfolgen lassen. 


1852. J. CzäjZzek. Aufnahmsbericht. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. III, 1852, «a, 8. 90—99. 

1. Alpenkalkzug: Schneeberg—Hohe Wand (8. 95 ff). 2. Zug: Anninger, 
Lindkogel, Schwarzkogel bei Mariazell (schwarze Kalke des Bunten Sand- 
steines, Dachsteinkalk, Lias- und Oxfordkalke, Liassandsteine. Gosau in 
kleinen Partien). 3. Zug: Mödling— Brühl, Eisernes Tor, Gutenstein. Dolomite, 
schwarze Kalke, „mitten durchgehender Bunter Sandstein“. 4. Zug: Kalks- 
burg—-Rodaun—Alland—-Unterberg (Bunter Sandstein, schwarze Kalke, Muschel- 
kalk und Lias [Mergel, Kalke, kohlenführende Sandsteine], Oxford- und 
Crinoidenkalke [bei Gießhübel]). 

(Man vgl. auch ebenda IV, S. 179: Geologische Zusammensetzung der 
Kalkalpen zwischen Wien und Gutenstein.) 


1853. Fr. v. Hauer. Über die Gliederung der Trias-, Lias- und Juragebilde in 
den nordöstlichen Alpen. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. IV, 1853, S. 715 —784. 

Die Züge des Werfener Schiefers (= Bunter Sandstein) werden ver- 
zeichnet. Der nördlichste ist der aus der Brühl bis Sparbach ziehende „Brühl— 
Windischgarstner Zug“. Gutensteiner Kalk darüber. Bei Sittendorf von 
Gosau- und Tertiärschotter verdeckt. Dann folgt oberer Muschelkalk („Hall- 
stätter Kalk“) und Wengener Schiefer, Dolomit, Dachsteinkalk mit den 
Starhemberg- und Kössener Schichten (früher als Unter-Oolith bezeichnet, 
nun zum unteren Lias gestellt), Grestener Schichten „nur nördlich vom 
Werfener Schieferzuge“. Außerdem werden Hierlatz- und Adnether Schichten, 
Klausschichten und Aptychenschichten des Jura unterschieden. 

1854. K. Peters. Die Aptychen der österreichischen Neokomien- und oberen 
Juraschichten. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. V, 1854, S. 439—444. 

Die neokomen weißen und die jurassischen grauen Aptychenkalke 
werden bestimmt unterschieden. Aus unserem Gebiete werden keine Funde 
namhaft gemacht. 

1854. A.E. Reuss. Beiträge zur Charakteristik der Kreideschichten in den Ostalpen. 

Denkschr. d. Wiener Akad. d. Wiss. VII, 1854. 

1854. Ed. Suess. Über die Brachiopoden der Kössener Schichten. 
Denkschr. d. Wiener Akad. d. Wiss. VII, 1854, 37 S. mit 4 Tafeln. 


1855. K. v. Hauer. Über die Kalksteine am Hundskogel in der hinteren Brühl. 
Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1855, S. 157 und 202, 1858, S. 103. 
(„Gehören den Kössener Schichten an.*) Analysen. 

1856—1870. M. Hoernes. Die fossilen Mollusken des Tertiärbeckens von Wien. 
Abhandl. d. k. k. geol. R.-A. IV, 1856—1870, 2 Bde. 


1857. A. Bauer und P. Weselsky. Analyse der kürzlich aufgefundenen Mineral- 
quelle bei Gumpoldskirchen. 

Sitzungsber. d. Wiener Akad. d. Wiss. XXIII, 1857, S. 178. 

1858. F. Karrer. Eine geologische Skizze des Eichkogels bei Mödling. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. IX, 1858, Verhandl. S. 160. 

Über den Cerithienschichten eine Lage Tegel mit Pflanzenresten, analog 
jenen des Pliocäns von Öningen in der Schweiz (Phragmites oeningensis und 
Glyptostrobus europaeus). 

32* 


248 


1859. 


1859, 


1859. 


1860. 


1860. 


1861. 


1861. 


1863. 


Franz Toula. [6] 


Ausführliche Darstellung ebenda, X, 1859, S. 25-29. Mit 2 Profilen. 
Rolle habe im Süßwasserkalke Spuren eines kleinen Säugetieres gefunden. 
Glimmerreicher Sand überdeckt den Süßwasserkalk gegen West. Dasselbe 
müßte gegen N hin nach dem Profil 2 (N—S) auch für den Tegel und Sand 
der Congerienschichten angenommen werden (!). 

Man vgl. auch D. Stur: Flora des Süßwasserkalkes usw. (Jahrb. d. 
k. k. geol. R.-A. XVII, 1867, 8. 99—100). Die pflanzenfübrende Schicht 
dürfte dem Kohlenletten von Moosbrunn entsprechen, der unter dem Süß- 
wasserkalke liegt und damit teilweise wechsellagert. 


A. Boue. Über die wahre geognostische Lage gewisser als Reibsand ge- 
brauchter dolomitischer Brecciensande. 
Sitzungsber. d. Wiener Akad. d. Wiss. XXXVII, 1859, S. 356—365. 


K. M. Paul. Ein geologisches Profil aus dem Randgebirge des Wiener 
Beckens. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. X, 1859, S. 257—262 mit Profilen im 
Liesinggebiete und von der Hinterbrühl über den Hundskogel (Gutensteiner 
Kalk) und Gießhübel (Werfener Schiefer!). 

Der Zugberg bei Rodaun wird für Lias erklärt. Bei Kalksburg wird 
das Vorkommen von Cardinia angeführt. (Es ist dies wohl das Vorkommen 
gegenüber der Ausmündung des Gütenbachtales.) Im Kaltenleutgebener Tale 
wird die Überlagerung der „grauen Kalksteine* durch dünngeschichtete 
Aptychenkalke angeführt, (Es ist wohl das Vorkommen gleich oberhalb 
Rodaun am Eingange in den Oden Saugraben gemeint). Östlich davon wird 
eine Leithakalkbildung mit Gosaumergeleinschlüssen angeführt (Actaeonellen 
führend). 


H. Wolf. Über eine Brunnengrabung in Perchtoldsdorf (Haus Nr. 255). 
Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. X, 1859, Verhandl. 8. 31-38. 
Diluvium (Löß), Congerienschichten mit Melanopsis Martiniana, Sande 
und Tegel der mediterranen Stufe mit vielen Fossilien. 


K, M. Paul. Ein geologisches Profil durch den Anninger bei Baden im 
Randgebirge des Wiener Beckens. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. XI, 1860, S. 12—16. 

Ein Profil vom Gießhübel nach Rauheneck bei Baden. Am Gießhübel 
Werfener Schiefer (Gosausandstein!), gegen Hinterbrühl darüber Guten- 
steiner Kalk, Hallstätter Kalk, Dolomit, brauner Liaskalk, Lithodendronkalk. 
Dieser soll im braunen Liaskalk mit Megalodon triqueter eingelagert sein. 
Ein unmögliches Idealprofil (S. 15). Das Vorkommen von Aonschiefern 
über dem Kalke wird nachgewiesen (S. 13). In diesen Schiefern fand der 
Autor kleine „schwarze Zeichnungen“, in welchen er Reste von nackten 
Cephalopoden vermutete. 


D. Stur. Geologische Karte der Umgebung von Wien. 

Wien, Artaria, 1860. 

Bemerkungen darüber. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. XI, 1860, Ver- 
handl. S. 101—124. 

35 verschiedene Ausscheidungen gegen im ganzen 18 der C2jZekschen 
Karte vom Jahre 1849. Der „Alpenkalk“ erscheint in acht Stufen gegliedert: 
Werfener Schiefer, Gutensteiner Kalk, Aonschiefer und Hallstätter Kalk, 
unterer und oberer Liaskalk, gelber sandiger Kalk (brauner Jura), Klaus- 
schichten, Jura, neokomer Aptychenkalk mit Hornstein. 


M. H. Michelin. Monographie des Clypeastres fossiles. 

M&@m. soc. geol. de Fr., Paris 1861. 

Wichtig für die Bestimmung der Kalksburger Vorkommnisse. (Man 
vgl. auch G. Laube. Die Echinoiden der österreichisch-ungarischen oberen 
Tertiärablagerungen. Abhandl. d. k. k. geol. R.-A. V, 1871.) 

A. Oppel. Über die Brachiopoden des unteren Lias. (Auch über jene des 
Hierlatzkalkes.) 

Zeitschr. d. Deutsch. geol. Ges., 1861, S. 529—550 mit 4 Taf. 

C.v.Ettingshausen. Die fossilen Algen des Wiener und des Karpathen- 


sandsteines. 
Sitzungsber. d. Wiener Akad. d. Wiss. XLVIII, 1863, mit 2 Tafeln. 


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[7] 


1863. 


1863. 


1863. 


1864. 


1864. 


1864. 


1864. 


1865. 


1867. 


Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 249 


Felix Karrer. Uber die Lagerung der Tertiärschichten am Rande des 
Wiener Beckens bei Mödling. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A, XIII, 1863, S. 30—32. 

Zwei Brunnenprofile. 


Ed. Suess. Über die Verschiedenheit und die Aufeinanderfolge der tertiären 
Landfaunen in der Niederung von Wien. 

Sitzungsber. d. Wiener Akad. d. Wiss. XLVII, 1863, 26 S. 

Gliederung in sechs Entwicklungsphasen des Gebietes, von der Zeit 
der Entstehung des Wiener Beckens, bis in das Diluvium. 

Drei Faunen: Mastodon angustidens — Mastodon longirostris — Elephas 
primigenius. 


Ed. Suess. Bericht über die Arbeiten der Wasserversorgungskommission 
im Gemeinderate der Stadt Wien. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. XIII, 1863, S. 524—529. 

Handelt nur von den Tiefquellen. 83 verschiedene Beobachtungspunkte. 


Ed. Suess. Bericht über die Erhebungen der Wasserversorgungskommission 
des Gemeinderates der Stadt Wien. 

Wien 1864, 295 S. mit 21 Karten und Plänen. 

Man vgl. auch Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1864, XIV, S. 417—435. 

Aus der Einleitung geht hervor, daß im November 1862 die Tief- 
quellen des Steinfeldes nächst Wr.-Neustadt in Aussicht genommen worden 
waren, nachdem schon 1861 (15. Oktober) ausgesprochen worden war, es 
sei „einem aus den Gebirgen herleitbaren Wasser jenem aus der Donau der 
Vorzug“ zu geben. Ed. Suess wurde am 9. Oktober 1863 in die Kommission 
gewählt. Im Mai 1864 wurde der Bericht erstattet. Nur zwei Messungen der 
Ergiebigkeit des Kaiserbrunnens werden angeführt. (10. Okt. 1863 und April 
1864.) Jahrb. XIV, S. 422 wird angegeben, das Minimum der Kaiserbrunnen- 
ergiebigkeit sei niemals unter 650.000, jenes der Stixensteinerquelle unter 
500.000 Eimer herabgegangen. S. 103 werden die Quellen zwischen Gumpolds- 
kirchen und Perchtoldsdorf erwähnt, sowie jene in der Hinterbrühl. S. 228 
findet sich die Bemerkung, daß die Messung der kleinen Quellen des Anninger 
gegen die Hinterbrühl eine Gesamtimenge von nur 8700 Eimer ergeben habe. 


K. M. Paul. Ein Beitrag zur Kenntnis der tertiären Randbildungen des 
Wiener Beckens. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1864, XIV, S. 391—395. 

Aufschluß am Beckenrande an der goldenen Stiege bei Mödling: 
Dolomitgrus führender Tegel, Leithakalk und bläulicher Tegel über dem mit 
50° südwärts fallenden Dolomit. 


D. Stur. Über die neogenen Ablagerungen im Gebiete der Mürz und Mur 
in Obersteiermark. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1864, XIV, S. 218—252. 

S. 243—245. Über das Gaadener Tertiärbecken. 

Zu unterst Tegel, darüber Schotter, die an den Rändern als Konglo- 
merate entwickelt sind. Im Schotter Gerölle mit Balanen und Austern (auf 
dem Wege nach Heiligenkreuz, sowie zwischen Gaaden und Sittendorf, auch 
Pecten solarium und Peetunculus). Der Tegel sei Süßwassertegel, der Schotter 
marin. Verbindung des Beckens oder der Bucht von Gaaden mit der Wiener 
Bucht durch die Brühl. 

K. Zittel. Die Bivalven der Gosaugebilde in den nordöstlichen Alpen. 

Denkschr. d. Wiener Akad. d. Wiss. XXIV, 1864, XXV (1866). 


M. V. Lipold. Das Kohlengebiet in den nordöstlichen Alpen. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1865, XV, S. 1—164. 

Baue in der Umgebung von Baden. Lunzer Schichten im Tale der 
Liesing (S. 64—65). Fragliche Kohlenausbisse oberhalb des Kalksburger 
Jesuitenkollegiums (r. U.), im Wienergraben (l. U.), beim Schöny - Bauern- 
hause, wo auch Corbis Mellingi (Raibler Schichten) im Hangenden angefahren 
wurden, und oberhalb der Kaltenleutgebener Kirche. 


E. Schwarz. Chemische Analyse des Mireralwassers in Mödling. 
Sitzungsber. d. Wiener Ak. d. Wiss. LV, 1867, 2. Abt. 


250 


1868. 


1868. 


1863. 


1869. 


1870. 


1870. 


1870. 


1871. 


Franz Toula. [8] 


Th. Fuchs. Terebratula gregaria Suess bei Kalksburg. 

Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1868, S. 170. 

Im dritten auf der linken Seite des Kalksburger Tales gelegenen Kalk- 
bruche (muß wohl heißen rechten Seite) eine Mergelbank mit Terebratula 
gregaria, Mytilus etc. über Lithodendronkalk. 


Fr. v. Hauer. Geologische Übersichtskarte der österreichischen Monarchie. 
Bl. VI. Östliche Alpenländer. 
Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. XVIII, 1868, S. 1 ff. 


F. Karrer. Über die Tertiärbildungen in der Bucht von Perchtoldsdorf 
bei Wien. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1868, XVIII, S. 569—584. Mit einer bild- 
lichen Darstellung der Bucht. Genaue Angabe des Aufschlusses in den Kon- 
glomeraten mit den „abgescheuerten Actaeonellen“. Gainfahrner Mergel und 
Tegel darüber. Brunnenprofile. Fossilienlisten. 

Man vgl. auch 1. c. S. 273—276 über das Verhältnis der Congerien- 
schichten zur sarmatischen Stufe bei Liesing. 


Th. Fuchs. Der Steinbruch im marinen Konglomerat bei Kalksburg und 
seine Fauna. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1869, XIX, S. 139—195. Mit einer Profil- 
darstellung dieses nun zur Hälfte verbauten hochinteressanten Aufschlusses, 
welcher zu jenen Punkten gehören würde, deren Erhaltung staatlich ge- 
schützt werden sollte. 

Berühmte Fundstelle von Clypeaster Partschi, Cl. altus, Seutella Vindo- 
bonensis etc., zahlreicher Muscheln und Schnecken, Treibholz mit Bohr- 
wurmgängen, Coniferenzapfen in Abformungen usw. 

Th. Fuchs. Über ein neuartiges Vorkommen von Congerieuschichten bei 
Gumpoldskirchen. 

Jahrb.d.k.k. geol. R.-A. 1870, XX, S. 123—130. Mit Profildarstellung: 
Eichkogel—Richardshof bis zum Baytal. 

Steinbruch in feinkörnigem Konglomerat auf der Terrasse nahe dem 
Rande gegen das Baytal mit Congeria und Melanopsis Martiniana etc. 
Dieses fällt daher den Congerienschichten zu, welche somit zuhöchst auf die 
Tertiärterrasse hinaufreichen. Näher dem Rande dieser schönen Terrasse 
fand H. Wolf (schon 1860) in Spalten des „Dolomits“ (es sind Lithoden- 
dronkalke) Steinkerne, welche später von D. Stur als Congerien erkannt 
worden sind. 


Th. Fuchs. Geologische Untersuchungen im Tertiärbecken von Wien. 

Verhand]. d. k. k. geol. R.-A. 1870, 8. 250—254. 

In einer Ziegelgrube bei Brunn Congeria Partschi und C. triangularis 
über Congeria subglobosa und C. spathulata (8. 252). Terrainbewegungen 
brachten bei Perchtoldsdorf mergelige Schichten des Leithakonglomerats 
über Diluvialschichten (S. 253). 
F. Karrer. Brunnen in der sarmatischen Stufe in Brunn am Walde bei 
Mödling. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. XX, 1870, S. 137-139. 

Wasserführung der sarmatischen Stufe. 


D. Stur. Geologie der Steiermark. 

Graz 1871. 

Enthält manche auf unser Gebiet bezügliche Stellen. 

S. 217. Im großen Waldmihlesteinbruch am linken Ufer des Kalten- 
leutgebener Tales Muschelkalk, Brachiopoden und Entrochiten. Am rechten 
Ufer (oberhalb der Waldmühle) knotig höckerige Kalke und Tonmergel mit 
Amm. Studeri, Spiriferina Mentzelii, Terebratula vulgaris, Rhynchonella cf. 


semiplecta, Entrochus ef. liliiformis etc. („Reiflinger Kalk“), darüber Lunzer 


Sandstein. 

S. 235. „Wengener Schiefer“ in der Hinterbrübl. 

S. 284. Opponitzer Kalk, Aquivalente im Dolomit des Zugbergstein- 
bruches mit Mergelzwischenlagen. 

S. 385—387. Dachsteinkalk und Kössener Schichten bei Gumpolds- 
kirchen. „Der fast gänzliche Mangel des Anningers an Aufschlüssen läßt 


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[9] 


1871. 


1872. 
1873. 


1873. 


1875. 


1873. 


Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 25] 


eine genaue Untersuchung der Beschaffenheit der Kössener Schichten nicht 
zu, auch nicht einmal die Schätzung der Mächtigkeit derselben. Dennoch 
dürften die Kössener Schichten des Anningers eine Mächtigkeit von 200-300 
Euß besitzen.“ 

S. 3888. Aufschluß der Kössener Schichten im Kaltenleutgebener Tale 
südlich vom Zugberge, hoch oben am Hange und bei einer Quellfassung. 
Auch Lithodendronkalk daselbst. Fossilienverzeichnis. Am Wege zu der 
Lokalität „im Öden Saugraben“. (Gumpoldskirchen—Anninger, Si 396.) 


Fr. Toula. Beiträge zur Kenntnis des Randgebirges der Wiener Bucht bei 
Kalksburg und Rodaun. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. XXI, 1871, S, 437—450. 

Aufschlüsse im Tale der reichen Liesing bei Kalksburg beim Jesuiten- 
garten: Grestener Schichten: Cardinia Listeri, Pecten aequalis, Ostrea rugata, 
Gryphaea arcuata und Amm. sp. — Zone der Avicula contorta damit un- 
mittelbar verbunden (7 Arter, keine Brachiopoden). 

Aufschluß weiter oberhalb (stimmt mit jenem von Th. Fuchs [1868] 
irrtümlicherweise auf das linke Ufer verlegtem Aufschlusse überein). Neu war 
hier der Nachweis des Vorkommens von Mergeln mit Bactryllium striolatum 
(zuerst von Gouvers aufgefunden.) — Die Aufschlüsse im Kaltenleutgebener 
Tale (dürre Liesing). Zone der Avicula contorta: Bei der Quellfassung vor 
dem oberen Steinbruche (Klauslokalität „im Öden Saugraben“; dieser Name 
ist unrichtig aber gebräuchlich). 17 verschiedene Arten. Das Klausvorkommen 
mittlerer Dogger (Zone des Ammonites fuscus) ist auf eine wenig mächtige 
Schicht eines dunkelrot gefärbten, zum Teil groboolithischen Kalkes be- 
schränkt, der zwischen dem oberen Rhät und den Jurahornsteinkalken mit 
Aptychen eingeklemmt erscheint. 

Im Rhät viele Versteinerungen, 11 Arten, auch Brachiopoden. — 
Oberhalb des großen Steinbruches (am linken Ufer, gegenüber der Wald- 
mühle) im Wienergraben auf alten Halden (man vgl. Lipold [1865]), 
Mergel mit Corbis Mellingi, Plagiostoma, Pecten, Myophoria („Raibler 
Schichten“ — oberer Muschelkalk). Im Flösselgraben am Abhange des 
kleinen Flössel wurden auf einer alten Halde in dunklem Schieferton 
Eqwisetum sp. und Pterophyllum longifolium gefunden (Lunzer Sandstein). 


Fr. v. Hauer. Übersicht der Formations- und Zonennamen. 

Jahrb’ d. k. k. geol. R.-A. 1872, AXIT 8. 150 #. 

A. Bou6. Über die dolomitische Breccie der "Alpen und besonders über die 
zu Gainfahrn in Niederösterreich. 

Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1873, S. 316. 

Zweierlei Breccien, jene des Hauptdolomits und eine hauptsächlich 
daraus entstandene des Leithakalkniveaus. 

C.W.Gümbel. Mikroskopische Untersuchung alpiner Triaskalke und Dolomite. 

Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1873, 8. 141—144. 

Recoarokalk mit Spörifer Mentzeli vom großen Steinbruch bei der 
Waldmühle im Kaltenleutgebener Tale (S. 142). Zahlreiche Ostracoden, 
kleine Schnecken, Crinoidenstielglieder (Dadoerinus graeilis ähnlich). 

Reiflinger Kalk mit Amm. Studeri vom Kaltenleutgebener Graben 
(S. 142). Eine wahre Lumachelle von kleinen Muschelschalen und Foramini- 
feren, einzelne große Östracoden etc. 

F. Karrer. Ein geologisches Profil aus der Bucht von Berchtoldsdorf. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. XXIII, 1873, S. 117—132. 

Hauptsächlich Brunnenprofile (117—129). Steinbrüche im Leitha- 
konglomerat über dem dolomitischen Grundgebirge. 

D. Stur. Neogenpetrefakten aus dem neuen Steinbruche in Kalksburg. 

Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1873, S, 91. 

20 verschiedene Arten. Es ist offenbar der weiter abwärts gelegene 
Aufschluß gemeint. 

Aus diesem Bföinbräche stammen auch Fossilreste, welche von J. Wies- 
baur besprochen worden sind. 

Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1874, S. 157—165. 

Von Pflanzenresten ein über 2 m langer Stamm mit Teredo („die 
Palme von Kalksburg“ [!]), verschiedene Früchte. Von tierischen Resten ver- 
schiedene Zähne, Knochen und Schaltierreste. 


1873. 


1875. 


1875. 


1875. 


1876. 


1877. 


1877. 


1879. 


1879. 


Franz Toula. [10] 


E. Suess. Die Erdbeben Niederösterreichs. 
Denkschr. d. Wiener Akad. d. Wiss. XXXIII, 1873. 


E. Tietze. Über ein neues Gipsvorkommen am Randgebirge des Wiener 
Beckens. 

Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1873, S. 184—185. 

Gipsvorkommen am Gießhübel an der Straße von Brunn nach Hoch- 
leiten. Löß, Gosausandstein, grüne Konglomerate, Kalk, Dolomit, Rauch- 
wacke (Trias). In 10 Klafter Tiefe beginnt der Gips. Werfener Schiefer ? 


R. Hoernes. Zur Leithakalkfrage. 

Jahrb. .d. k..k. geol. R.-A. 1875, XXV, S. 7—17. 

Behandelt besonders die Leithakalkvorkommnisse am Hange des Eich- 
kogels gegen Möllersdorf. Zungenförmiges Hineinragen in den mediterranenTegel. 


F. Neminar. Über die Entstehungsweise der Zellenkalke und verwandter 
Gebilde. 

Tschermaks Mineralog. Mitteil. (Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1875), 
S. 251—282. 

Zellenkalk- („Rauchwacke“-)Bildungen von Kalksburg und Kaltenleut- 
geben (S. 252 —266). 
Fr. Toula. Aufschlüsse in den Schichten mit Congeria spathulata und 
Cardium plicatum (sarmatische Stufe) am Westabhange des Eichkogels 
zwischen Mödling und Gumpoldskirchen. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1875, XXV, S. 1—7. 


G. Haberlandt. Über Testudo praeceps, die erste fossile Landschildkröte 
des Wiener Beckens. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. XXVI, 1876, S. 243—248 mit Taf. 

Aus dem oberen alten Kalksburger Steinbruche im Leithakonglomerat. 
Eine hochgewölbte neue Art. 

(Man vgl. auch Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1875, $. 288 und 289.) 


Th. Fuchs. Geologische Übersicht der jüngeren Tertiärbildungen des Wiener 
Beckens etc. 

Führer zu den Exkursionen der Deutschen geol. Ges. Wien 1877, 
S. 39—120, mit ausführlicher Literaturzusammenstellung. 

Man vgl. auch die Darstellung: Zeitschr. d. Deutsch. geol. Ges. 1877, 
S. 653 fl. 


F. Karrer. Geologie der Kaiser Franz Josefs - Hochquellenwasserleitung. 

Abhandl. d. k. k. geol. R.-A. IX, 1877, 420 S., Fol., mit 20 Tafeln 
und Karten und vielen Tabellen. Ausführliches Literaturverzeichnis. 

Das Randgebiet zwischen Gumpoldskirchen und Liesing behandeln 
die Kapitel XI—XIV, S. 230— 307. 

Am Randgebirge bei Gumpoldskirchen (S. 247) viele Rhätfossilien, 
Rhät und Jura (mit Belemniten) im Bay- und Buttergraben, 

Am Maaberg (Frauenstein) marine Konglomerate. Maaberg und Jeny- 
berg Dolomite und dolomitische Kalke des Rhät. 

Mödlinger Mineralquelle (S. 271 a. 272) mit Analysen. 

Der dolomitische Kalk am Hirschkogel bei Maria-Enzersdorf repräsentiert 
„eventuell Gutensteiner Schichten“. 

Alle beim Bau der Wasserleitung vorgenommenen Aufgrabungen wurden 
geologisch koloriert zur Darstellung gebracht. 

(Man vgl. auch F. Karrer im: Führer für die Exkursionen der 
Deutschen geol. Ges. Wien 1877, S. 25 — 27.) 
F. Kunz. Eine Studie über Mauer bei Wien. 

Jahrb. d. Österr. Touristeuklubs 1879, S. 143. (Verhandl. d. k. k. 
geol. R.-A. 1879, S. 153.) 


Fossile Knochen aus dem Winklerschen Steinbruch in Perchtolds- | 


dorf und aus dem Sarmat zwischen Liesing und dem Rosenhügel. 


Fr. Toula. Kleine Beiträge zur Kenntnis des Randgebirges der Wiener Bucht. 
Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1879, 8. 275--280. 
Fund von Pecten cf. Margheritae v. Hauer im Steinbruche oberhalb der 
Waldmühle. Am rechten Ufer des Zaintalgrabens, also etwas unterhalb des 
Kalksteinbruches, wird in mergeligen Schiefern das Vorkommen von Halobien 


[tl] 


1882. 


1882. 


1834. 


1884, 


1886. 


1837. 


1890. 


Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches.. 9253 


und Bactryllien nachgewiesen, Werden mit den Wengener Schichten der 
Hinterbrühl in nahe Verbindung gebracht, da auch hier die Lunzer Sand- 
steine darüber folgen. Das Vorkommen eines Kohlenschmitzchens in den 
Lunzer Sandsteinen der Hinterbrühl wird angeführt. Im oberen Teile von 
Kaltenleutgeben wird am rechten Ufer beim obersten Kalkofen das Auf- 
treten von älteren untertriadischen mergeligen Kalken beschrieben. In dem 
Rhät oberhalb Kalksburg ist auch die echte schwäbische Fazies der Kössener 
Schichten nachgewiesen worden. 


Alex. Bittner. Die geologischen Verhältnisse von Hernstein in Nieder- 
österreich und der weiteren Umgebung. Mit einer geologischen Karte und 
geologischen Profilen. 

Wien 1882. 309 Seiten. Man vgl. Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1882, 
5. 319—322. 

Die geologische Karte reicht bis Heiligenkreuz, Gaaden und den 
Richardshof und somit in unser Gebiet. Bietet die trefflichste allgemeine 
Orientierung über die Gliederung der mesozoischen Formationen der Nord- 
ostalpen. 

S. 49. Der Brühl— Windischgarstner Zug des Werfener Schiefers. 

S. 192. Rhät des Anningers. 


Fr. Toula. Kleine Exkursionsergebnisse. 

Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1882, S. 191—198. 

Das Vorkommen von Örbitolinenschichten in der Nähe von Wien 
(S. 194—196). Breccienkalk (Findlingsblock) am Waldesrande der großen 
Wiese oberhalb des Gasthofes „Zu den zwei Raben“ in der Brühl mit 
Orbitolina concava. In den Breccienkalken südwestlich von Perchtoldsdorf 
gegen Hochleiten vergebens gesucht. 

Hierlatzschichten am Nordostabhange des Anningers. Block mit 13 
verschiedenen Formen südwestlich vom Richardshof (Brachiopoden; haupt- 
sächlich Rhynchonella, Spiriferina, Waldheimia). 


V. Uhlig. Neue Einsendungen aus den Kalkalpen zwischen Mödling und 
Kaltenleutgeben. 

Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1884, S. 346—349. 

E.Ebenführers Funde vom Johannesstein bei Sparbach: Crinoiden- 
kalke (Hierlatzkalke: Belemnites, Terebratula, Waldheimia, Spiriferine). 

Rote ammonitenführende mergelige Neokomkalke neben Crinoiden- 
kalken am Nackten Sattel oberhalb Gießhübel (Lytoceras, Haploceras, Hoplites, 
Crioceras Quenstedti, Aptychus). Rote Hornsteine. Aptychenkalke neben grauen 
muschelig brechenden Kalken gegen den Höllenstein zu. — Bei der Zement- 
fabrik Aptychus, ähnlich Aptychus Seranonis oder Apt. noricus. — Beim 
Wassergesprenge gleichfalls Aptychen. 

M. Vacek. Über einen Unterkiefer von Aceratherium ef. minutum Kaup. 
aus den Congerienschichten von Brunn am Gebirge. 

Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1884, S. 356—358. 

Gefunden von E. Ebenführer (Lebrer in Gumpoldskirchen) im 
Karnerschen Steinbruche bei Brunn, „l km von der Kirche“, wo über dem 
Sarmat noch ein Rest von Congerienschichten aufliegt. (Eine genaue Profil- 
angabe Ebenführers.) Stammt aus einem kleinkörnigen Konglomerat mit 
Congeria triangularis und Melanopsis. 


Fr. Toula. Mittelneokom am Nordabhange des großen Flösselberges bei 
Kaltenleutgeben. Vom Flösselgraben aus zu erreichen. Graue, schiefrige 
Fleckenmergel mit Hoplites eryptoceras, H. neocomiensis, Crioceras Duvali, 
Olcostephanus Astierianus, Lytoceras, Baculina und Aptychus. 
E. Kittl. Der geologische Bau der Umgebung von Wien. 

Österr. Touristenzeitung 1887, Nr. 21, S. 241—246, 

Diese Abhandlung brachte das anschauliche Bild der Meeresbedeckung 
des „Wiener Beckens“. (Man vgl. das Ref. E. Tietzes [Verhandl. d. k.k. 
geol. R.-A. 1887, S. 332].) 
Al. Bittner. Über die Brachiopoden der alpinen Trias. 

Abhandl. d. k. k. geol. R.-A. XIV, 325 S. mit 41 Taf. 

Wichtiges Bestimmungswerk. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (F. Toula.) 53 


254 


1890. 


1893. 


1894. 


1894. 


1897. 


1897. 


1897. 


Franz Toula. [12] 


E. Kittl. Über die miocänen Ablagerungen der Bucht von Gaaden. 

Ann. des k. k. naturh. Hofmus. IV, 4, 1890, 3 S. 

In dem von Obergaaden gegen Süden führenden Hohlwege hellgefärbte 
Sande und Mergel mit reicher Fossilienführung: Dentalium Badense, Ancil- 
laria glandiformis, Turritella Archimedis, T. turris, Trochus patulus, Natica 
millepunctata, Solenomya Doderleini, Venus, Arca, Cardita, Cytherea, 
Lueina, Pecten aduncus, Nucula Mayeri, Ostrea, Anomia. Erinnert 
an die sublitoralen Ablagerungen des Wiener Beckens. An dem von Siegen- 
feld gegen Heiligenkreuz hinziehenden Waldrande typischer Leithakalk mit 
Lithothamnien und Amphistegiven, großen Austern und Pecten. In einer 
dünnen Mergelbank Perna Soldanii, Pecten aduncus, P. Besseri, P. substriatus, 
Ostrea lamellosa, Balanen. Auch Östrea crassissima. Ähnlichkeit der Fauna 
mit jener der Horner Schichten. 

Sicheren miocänen Süßwassertegel (Sturs Angabe) hat Kittl nicht 
gefunden. Die Tegel zwischen Obergaaden und Sittendorf scheinen ihm viel 
jünger zu sein. Die Breccien am Westfuße des Anningers „mögen post- 
miocän sein“. 

Al. Bittner. Partnachschichten mit Koninckina Leonhardi im Tale von 
Kaltenleutgeben nächst Wien. 

Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1893, S. 161—164. 

In den Bactryllien-Halobienmergeln oberhalb der Waldmühle (F.Toula 
1879, Bittner 1886). Über dem Reiflingerkalke. Vorkommen von Turbo 
rectecostatus, Naticella (?) costata und Myacites (?) fassaönsis am südlichen 
Übergange nach Weißenbach in gelblichgrauem, sandigglimmerigem Werfener 
Schiefer. 

F. Karrer. Geologische Studien in den tertiären und jüngeren Bildungen 
des Wiener Beckens, 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1893, S. 377—381. 

Der Bahneinschnitt der elektrischen Eisenbahn in Mödling vor der 
Station „Klausen“. Tegel und Lithothamnienkalk in einer gebogenen und 
vielfach gebrochenen zungenförmigen Einlagerung, die gegen Osten auskeilt. 
Mehrere „Schnüre von Bergmilch* übereinander. 

D. Stur. Geologische Spezialkarte der Umgebung von Wien. 

Wien 1894 (k. k. geol. R.-A.). 6 Blätter (Kol. XIV, XV, XVI, Zone 
12, 13). 1:75.000. Mit Erklärungen. 59 S. 

Mit den Sturschen Manuskript-Originalkarten (1:25.000) im Karten- 
archiv der k. k. geol. R.-A. an vielen Punkten nicht vollkommen überein- 
stimmend. 4 
A, Bittner. Über die Auffindung der Fauna des Reichenhaller Kalkes im 
Gutensteiner Kalke bei Gutenstein. 

Verhand]. d. k. k. geol. R.-A. 1897, 8. 201 und 202. 

Erwähnt auch die Toulaschen Funde „der ärmlichen Reichenhaller 
Kalke*, der Schichten mit Natica Stanensis Pichler am Liechtenstein bei Mödling. 


A. Bittner. Uber das Vorkommen kretazischer Ablagerungen mit Orbi- 
tolina concava Lam. bei Lilienfeld in Niederösterreich. 

Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1897, S. 216—219. 

Beziehung zu dem von Toula in der Brühl gemachten Funde (1882). 
Gleichfalls in einer dolomitischen Breccie. Erwähnung des weiteren Vor- 
kommens zwischen Alland und Groisbach im Schwechatgebiete. 

In den Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1899, S. 253—255 wird (S. 254—255) 
dasVorkommen von „Gosauorbitulitensandstein“ nördlich von Sittendorf (Sturs 
geologische Karte 1894) behandelt. Die Einzeichnung Sturs sei irrig, dagegen 
fand Bittner nördlich davon am Feldwege anstehende Öbitolinengesteine. 
Westlich davon Lithodendronkalk (Rhät). Auch östlich von der Wildegger 
Schluchtausmündung treten bunte Orbitolinengesteine auf. 

Al. Bittner. Über die stratigraphische Stellung des Lunzer Sandsteines in 
der Triasformation. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1897, S. 429—454. 

Vergleichende Tabelle mit der Gliederung der Trias in den Nord- 
und Südalpen (S. 446 und 447). Aonschiefer und Lunzer Schichten = Letten- 
keuper — haibler Schichten, der hangende Ostreenkalk („Raibler Schichten“) 
entspricht mit dem Opponitzer Kalke dem Gipskeuper. 


[13] 


1897. 


1898. 


1899. 


1900. 


1900. 


1901. 


1901. 


1904. 


1905. 


Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 255 


Franz Toula. Bemerkungen über den Lias der Umgebung von Wien. 

Neues Jahrb. f. Min. etc. 1897, I, S. 216-218 (Verhandl. d. k. k. 
geol. R.-A. 1897, 8. 197). 

Vorkommen der Planorbis-Schichten bei Kalksburg in dem mehrfach 
erwähnten Aufschluß hinter dem Jesuitengarten. Aegoceras (Psiloceras) 
Johnstoni neben Cardinia depressa ete. Auch Pentacrinus cf. psilonoti. 

K. M. Paul. Der Wiener Wald. 

Ein Beitrag zur Kenntnis der nordalpinen Flyschbildungen. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1898, S. 53—178 mit Karte (1:200.000) 
und 4 Tafeln. 

Th. Fuchs. Der Gießhübler Sandstein und die Flyschgrenze bei Wien. 

Sitzungsber. d. Wiener Akad. d. Wiss. CVIII, 1899, S. 612—616. 

Die beim Wassergesprenge auftretenden mergeligen Sandsteine und 
Mergelkalke mit schiefrigen weichen Zwischenmitteln mit Fucoiden, Helmin- 
thoiden und Hieroglyphen müssen dem Flysch zugezählt werden und wahr- 
scheinlich auch die ganze Masse des Gießhübler Sandsteines. Die Konglomerate 
würden die Strandkonglomerate des Flyschmeeres darstellen. Der Rand der 
Kalkalpenzone dürfte erst südlich davon liegen. Die Kalksteinzone Rodaun— 
Hainfe)d stellt einen Klippenzug dar. Eine Klippe an der Straße von der 
Weißenbacher Kirche nach Gießhübel umhüllt von Konglomeraten und 
Brececien. 

A.Bittner. Die Grenze zwischen der Flyschzone und den Kalkalpen bei Wien. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1900, S. 51—58. 

Kritik der Th. Fuchsschen Annahmen (1899). Die früher stets an- 
genommene Flyschgrenze bleibt bestehen. Der äußerste Kalkalpenzug besitzt 
gar nichts Klippenartiges, er ist ein integrierender Teil der Kalkalpen. 

M. Vacek. Über einige Säugetierreste vom Eichkogel bei Mödling. 

Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1900, S. 189—191. 

Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1900, S. 169—186 mit 2 Taf. 

Fundort auf der westlichen Seite des Eichkogels. Aus einem unreinen 
Tegel der Congerienstufe über Sarmat. 

Mastodon Penteliei, Dinotherium laevius, Aceratherium Goldfussi, Hip- 
parion gracile, Hystrie primigenia, Helladotherium (?), Tragoceras (?). 

Al. Bittner (Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1901, S. 153—168) hat darauf 
aufmerksam gemacht, daß die Transversalstörung von Lilienfeld, die sich in 
der Richtung auf Schwarzau fortsetzt, durch Gosauablagerungen maskiert 
und daß auch das Cenoman mit Orbitolina concava an diese Transversal- 
linie gebunden sei. Die Taltiefe von Lilienfeld sei zwischen zwei parallelen 
Querbrüchen eingesenkt (Vergleich mit der östlichen Fortsetzung). 

A. Grund: Die Veränderungen der Topographie im Wienerwalde und 
Wiener Becken. 

A.Pencks Geogr. Abhandl., VIII, 1, 1901, 240 S. mit 20 Textillustr. 

Enthält (S. 7—37) eine Darstellung über „Bau und Oberflächenform“, 
hauptsächlich gestützt auf Darstellungen Bittners, doch werden auch 
Th. Fuchs, Geyer, Karrer, Stur, Suess und andere benutzt. Die 
Strandlinie des miocänen Meeres am Alpenrande „läßt sich heute noch 
in Höhen von 350 bis über 400 m nachweisen“. 

Fr. Toula. Über eine neue Krabbe (Cancer Bittneri n. sp.) aus dem miocänen 
Sandstein von Kalksburg bei Wien. 

Jahrb. d. k. &k. geol. R.-A. 1904, S. 161—168. 

P. Steph. Richarz S. V. D. Die Neokombildungen bei Kaltenleutgeben. 

Jahrb. d. k. k. geol. R'-A. LIV, 1904, 3. Heft (1905), S. 343 —358 
mit Kartenskizze im Texte (S. 355) und 1 Taf. 

Fossilien aus dem Steinbruche I. am Großen Flössel, II. von der Wald- 
mühle. Auch die Aufsammlungen von F. Toula (Samm!l. d. k. k. techn. 
Hochschule Wien) und von E. Kittl (k. k. naturh. Hofmuseum Wien, geol.- 
paläont. Abtlg.) standen zur Verfügung. 

I. Phylloceras Thetys d’Orb., Lytoceras subfimbriatum d’Orb., Schloen- 
bachia Kittli n. sp., Holcostephanus (Astieria) Astieri d’Orb., H.(Ast.) Sayni 
Kil., H. Jeannoti d’Orb., H. incertus d’Orb., Hoplites neocomiensis d’Orb., 
Hopl. angulicostatus d’Orb., Crioceras Quenstedti Ooster, Crioc. Duwvalii Lev., 
Or. cf. Kiliani Simionescu, Aptychns Didayi Coq., Apt. Seranonis Coq , Belem- 

53 


256 


1905. 


Franz Toula. [14] 


nites sp., Rhynchonella sp., Pyenodus Couloni Ag. — Hopl. neocomiensis ist 
eine Valangform, Holcost. Jeannoti ist aus der Grenzregion von Valang und 
Hauterive bekannt. Alle übrigen Formen sprechen für die Hauterivestufe 
oder sind indifferent. Hopl. neocomiensis ist nur nach „schlecht erhaltenem 
Material“ beiläufig bestimmt (S. 346). Auch Holcost. Jeannoti zeigt „einzelne 
bedeutende Unterschiede“ (S. 345). ; 

II. Phylloceras infundibulum d’Orb., Lytoceras subfimbriatum d’Orb., 
Hopl. angulicostatus d’Orb., Crioceras Emmerici Lev., Or. (Ancyloceras) Tabarelli 
Ast. und Desmoceras cf. cassidoides Uhl., Belemnites (Duvalia). Vier Arten 
sind aus der Barr&mestufe bekannt. In der ersten Fauna fehlt Hoplites 
cryptoceras meiner ersten Funde (1886 nach Uhligs Bestimmung „in 
mehreren gut bestimmbaren Exemplaren“). Auch ein großes Exemplar aus 
der Gruppe des Lytoceras subfimbriatum fand sich unter meinen Fundstücken 
vom Steinbruche am Großen Flössel. — Die Darstellung der Lagerungsver- 
hältnisse (Profil S. 353) ist vielfach hypothetisch. Auch die Karte zeigt, daß 
der Autor das Gebiet etwas zu wenig begangen hat, er hätte sonst die 
östliche Fortsetzung am Nordhange des Bierhäuselberges gefunden. Eine 
zusammenhängende Zone von Hierlatzkalken, wie sie der Autor auf seiner 
Karte darstellt, ist nicht nachgewiesen; da stimmt der Text „fast ununter- 
brochen“ (S. 354) schon etwas besser. Auch für die Kössener Schichten ist 
ein „lückenloser Zug“ noch nicht nachgewiesen, wie schon ein Blick auf des 
Autors Karte erkennen läßt. Das Hinweggehen des Neokom „über Lunzer 
Sandstein und Reiflinger Kalk“ bei der Waldmühle ist gleichfalls eine bloße 
Annahme. Daß von der Ruine Kammerstein „weiter“ nur noch Tithon zu 
finden sei, desgleichen. Auf das Vorkommen des Neokom auf der linken 
Talseite habe ich im Gespräche den Herrn Autor aufmerksam gemacht, dem 
es zur Zeit der Besprechung noch nicht bekannt war. Auf die Spekulationen, 
ob „arabenversenkung“*, ob „Transgression“ anzunehmen sei (für die letztere 
Annahme glaubt der Autor vollständig zuverlässige Beweise anführen zu 
können), jetzt schon einzugeben, scheint mir verfrüht. Die Kartenskizze läßt 
zu viel zu wünschen übrig. Den Hauptbeweis, eine Klippe von Kössener 
Schichten im Neokom, auf der Linie: Kleiner Flössel (491 m)—Kammerstein 
(1'5 km) hat der Autor in die Skizze einzuzeichnen vergessen. Wie gerade diese 
Klippe zeigen soll, „daß die Trias auch unter dem Neokom regelmäßig 
fortstreicht“, ist unerfindlich. Daß das Neokom nicht in der Luft hängen kann, 
sondern auf älterem Gebirge aufliegen wird, ist ja auch ohne diese Klippe klar. 

Die Phantasie des Autors ist eine etwas zu rege, er sieht förmlich 
alle Phasen. Man kann sich sehr verschiedene Arten des Vorganges denken, 
aber niederschreiben sollte man es doch erst, wenn man ausreichende 
Erkenntnisse zur Verfügung hat. Von Antiklinalen zum Beispiel soll man 
wohl erst sprechen, wenn man ihr Vorhandensein nachgewiesen hat. 


H. Hassinger. Geomorphologische Studien aus dem inneralpinen Wiener 
Becken und seinem Randgebirge. 

A. Pencks Geogr. Abhandl., VIIT, 3, 1905, 205 S. mit 11 Textillustr. 
und 1 Taf. 

Die Strand- und Uferlinien an den Rändern der Wiener Bucht. 

Viele Literaturangaben. Das inneralpine Wiener Becken (S. 74—193). 
Angaben über vermutete frühere Bachläufe quer über die Kammlinien; zum 
Beispiel (S. 115) jene über eine Einmündung des Kaltenleutgebener Baches 
in die Reiche Liesing bei Kalksburg erscheint” recht fraglich. Wenn es 
(S. 124) heißt, „zwischen dem Kirchberg (Kalenderberg) und dem Hunds- 
kogel...sind die Gosauschichten fast ganz ausgeräumt und der Werfener 
Schiefer tritt zutage“, so dürfte zum Teil wenigstens ein Mißverständnis 
vorliegen, da bier, im östlichen Teile, kaum jemals Gosaubildungen sich 
befunden haben. Die Brühler Linie wird als „vorkretazisch bezeichnet; es 
ist dies einer der kühnen Aussprüche, an welchen die große Arbeit reich 


sein dürfte, wie eine flüchtige Durchsicht vermuten läßt. Die Klause wird 


(S. 128) als ein „Anzapfungsdurchbruch“ bezeichnet; „anders würde sich 
die Talklamm ... kaum erklären lassen“. (S. 146 wird dies als Erkenntnis 
ausgesprochen.) Bedauerlich ist anf jeden Fall der Abgang kartographischer 
Beilagen und die zehnfach überhöhte Darstellung der Profile. 


[15] Geo). Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 257 


II. Sehilderung der Beobachtungen. 
1. Das Talgebiet der reichen Liesing. 


Die Kalke oberhalb des Gütenbachgrabens sind von einer 
geringen Breite. Wenn man gegenüber der Badeanstalt von Kalksburg 
den Graben auf der linken Talseite hinangeht, so kommt man gleich 
oberhalb des Teiches auf die Fleckenmergel und auf Mergelkalke der 
Flyschzone von teils heller, teils dunkler Färbung. 

Die Anhöhe (Kote 344) besteht aus rötlichgrauem und dunkel- 
grauem, weißaderigem Kalk. Ein wirklich als Hauptdolomit anzu- 
sprechendes Gestein konnte ich hier nicht finden, derselbe tritt erst 
im Gütenbachtale auf, besonders oberhalb des alten Kalksburger 
Friedhofes auf der linken Talseite, wo er in einem größeren Stein- 
bruche aufgeschlossen ist. 


Fig. 1. 


Aufschluss hinter dem Bauerschen Gasthause in Kalksburg. 


Das Gestein des unteren Steinbruches ist gleichfalls stark 
dolomitisch. Die Kössener Schichten treten nur am unteren Ende des 
Berghanges an der Straßenecke hinter dem ersten Hause auf, wo ich 
vor allem Anomia alpina häufig in den dunklen, mergeligen Kalken 
fand, die zwischen Schiefern liegen, welche an die Bactryllienmergel 
der rechten Talseite erinnern, aber überaus stark druckschiefrig aus- 
gebildet sind. Auch Avivula contorta wurde gesammelt. 

Ein hübscher Aufschluß in den Kalken dieser Scholle findet 
sich hinter dem neuen Saalbau des Bauerschen Wirtshauses neben 
der Kalksburger Kirche. 

Die Gesteine daselbst bilden eine Art von Gewölbe (Fig. 1), 
welches wohl auf Terrainverschiebung zurückzuführen sein dürfte. Im 
westlichen Teile treten kurzklüftige Dolomite (1) auf. Darunter liegen 
rote und gelblich gefärbte Mergel (2) und schwarze Kalke (4), welche 
weiterhin (6, 8) mit derartigen Mergeln (5, 7) mehrfach wechsellagern. 


958 Franz Toula. [16] 


Irgendwie deutbare Fossilien konnte ich nicht finden. Man könnte 
dabei an übergekippte Rhätbildungen denken, ähnlich jenen am Aus- 
gange des Gütenbachtales — wo sie gleichfalls unter die dolomitischen 
Kalke und Dolomite einfallen —, um so mehr, als man sicheres Rhät 
(Kössener Schichten) nahebei mit Fossilien antrifft. 

An dem Wege, der oberhalb der Kirche zum Friedhof führt, 
liegen zwei größere Aufschlüsse. Der erste aufgelassene zeigt an 
seiner westlichen Seite eine recht deutliche Schichtfolge (Fig. 2). 
Mergelige Gesteine (1) spielen in dünnplattiger Ausbildung eine Haupt- 
rolle und treten auch zu unterst im mittleren Teile des Steinbruches 
hervor. Sie erinnern an die Bactryllienmergel auf der rechten Talseite 
der reichen Liesing. Fossilien konnte ich darin, außer an Fucoiden 
erinnernden Dingen, nicht finden. Im oberen Teile (2) treten zwischen 
den Mergeln graue, weißaderige Kalke auf, mit spärlichen aber sicheren 
Kössener Fossilien, welche in den hangenden, wohlgebankten Kalken (4) 


AD aD 


= Sch ulthalde no 


Alter Steinbruch oberhalb der Kirche von Kalksburg. 


etwas häufiger werden. Die Schichten streichen W—O und verflächen 
mit 450 gegen S. 3. zerbrochene Bänke von dolomitischem Kalk. 
In dem nächsten Steinbruche treten an der Ostseite (Fig. 3) 


dünnplattige, W—O streichende und steil (75% nach S einfallende, D 


zum Teile gefältelte dunkelgraue Kalke auf mit dünnen Mergelschiefer- ° 


zwischenlagen. Sie erinnern wohl petrographisch einigermaßen an die 


Muschelkalkbänke in dem alten Schotterbruche oberhalb der Waldmühle, 


werden aber wohl als Rhät-Liasbänke aufzufassen sein. Die Kalke 


enden oberhalb des Kreuzes vor dem neuen Friedhofe und beginnen 


hier die grobkörnigen, wohlgeschichteten marinen Strandkonglomerate. 


Ich möchte diese Bildungen für eine östliche Fortsetzung der am F: 
rechten Ufer der Liesing auftretenden Rhätkalke und Bactryllienmergel 
halten; erst glückliche Funde können Überzeugung bringen, ob nicht 


auch jüngere Bildungen anstehend in dieser recht klompliziert gebauten, 


beziehungsweise mehrfach gestörten Scholle auftreten. Petrographisch 
sind die Mergelschiefer, auch jene in Fig. 1 (2, 5, 7), noch ähnlicher 


[117] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 259 


jenen, welche „beim Jesuitengarten“ anstehen und durch das Vor- 
kommen von Cardinien und von Ammonites Johnstoni als unterster Lias 
bestimmt werden konnten (1897). Wenn sich dies hier gleichfalls 
nachweisen ließe, so wäre in dem aufgelassenen Steinbruche eine 
Überkippung der ganzen Scholle anzunehmen m 


DD gpulthald 
Ser CAU alde 
DD 


Ostseite des im Abbau befindlichen Steinbruches oberhalb der Kirche von 
Kalksburg. 


2. Das Talgebiet der dürren Liesing. 


In dem ersten untersten Steinbruche auf der linken Talseite, 
am Zugberge, streichen die splittrig brechenden, dolomitischen 
Kalke der Wand von W—O und verflächen steil nach Süd. Vereinzelt 
treten mergelige Bänke auf. Im Hangenden lagern gegen das Tal 
dunkelgraue dichte Kalke und lichtgraue, etwas dolomitische, weiß- 
aderige Kalke, die vielleicht schon dem Dachsteinkalkhorizont der 
rechten Talseite entsprechen könnten. 

Unten, wo an der neuen Fahrstraße über den Sonnberg zu den 
Parapluibergen und weiter gegen Westen der Fußweg durch den öden 
Saugraben abzweigt, fand Herr Pauly Aptychus punctatus, was auf 
ein tithones Alter der betreffenden Mergelkalke hinweisen würde, 


!) Erst nachdem ich meine hier recht dürftigen Wahrnehmungen in Druck 
gegeben hatte, erfuhr ich von Herrn Kustos E. Kittl, daß er tatsächlich Cardinien 
in diesen Mergeln aufgefunden hat, und auch Herr A. Pauly, einer unserer Schüler, 
hat solche gesammelt, und zwar sowohl in den erwähnten Steinbrüchen, als auch 
hinter dem Bauerschen Gasthause. Ich überzeugte mich bei einem jüngst vorge- 
nommenen Besuche dieser Lokalitäten von dem Vorkommen von Cardinien und 
Bactryllien. Letztere neben recht häufigen Stücken von Plicatula intusstriata Emmr. 
Petrographisch sind die Cardinien- und Bactryllienmergel nicht zu unterscheiden. 
Im Bauerschen Aufschlusse gelang es mir, an der Ostseite, in einem möglicherweise aus 
Schichte 6 nder 8 stammenden Bruchstücke ein ansehnliches Stück von Psiloceras 
Johnstoni Sow. aufzufinden. Mein lieber Freund und Kollege Prof. Dr. Wähner hat 
meine Annahme bestätigt. Über diese Funde werde ich in einer späteren Mitteilung 
ausführlicher berichten. Rhät und unterster Lias stehen zweifellos in diesen Auf- 
schlüssen in innigem Verbande. 


260 Franz Toula. [18] 


welche sich auch petrographisch etwas von den Zementmergeln mit 
Aptychus Seranonis unterscheiden, wie es ja kaum zu bezweifeln ist, 
daß in den Aptychenzonen des ganzen Gebietes neben, beziehungsweise 
unterhalb der typischen Neokommergel auch tithonische Bildungen 
hie und da auftreten könnten, welche teilweise durch die Hornstein- 
mergelkalke vertreten sein dürften (man vgl. Paul 1859). 


Die Gesteine am Eingange in den öden Saugraben erinnern etwas 
an jene im oberen Teile von Kaltenleutgeben (Dr. Emmels Park) auf 
der rechten und im oberen Teile des Wienergrabens, auf der linken 
Talseite, auftretenden Gesteine. Die Aufschlüsse an dieser Stelle sind 
lange bekannt und liefern bei jedem Besuche lamellose und punktierte 
Aptychen, auch Formen der Gruppe des Aptychus laevis; spärlich 


| 
° 
\ 


SD > LT 
NET Biuttkalde "IS 


Alter Steinbruch gegenüber (unterhalb) der Bergmühle. (Dürre Liesing, r. U.) 


1. Dolomitische Kalke. — 2. Kössener Schichten (schwäbische Fazies). 


sind dagegen die Funde von Belemniten in schlechter Erhaltung. Die 
Sonnbergdolomite und Zellendolomite bilden hier das Liegende der 
Aptychenmergel. 

In dem alten Steinbruche am rechten Ufer des Kaltenleutgebener 
Baches, unterhalb der Brücke über den Bach (gegenüber der Berg- 
mühle), zunächst dem großen im Abbau befindlichen Steinbruche 
streichen Kalkbänke hora 7, also W—O, und verflächen gegen S. 

Dieselben sind als dolomitische Kalke des Dachsteinkalkhorizonts 
aufzufassen, über welchen Kössener Schichten lagern. Die letzteren 
sind als graue, weißaderige, sandigkörnige Kalke entwickelt und bank- 
weise überaus reich an Fossilien. Ich sammelte hier: Anomia alpina 
Winkl., Pecten cf. bavaricus Winkl. (eine radial gestreifte Form, auch 
ein sehr großes Individuum mit zarter Anwachsstreifung), Gervillia 
praecursor (uenst., Gervillia sp., Leda alpına Winkl... Mytilus cf. 
minutus Goldf., Schizodus cloacinus Quenst., Cardita austriaca v. H. 

Einzelne von den Platten der Hangendkalke sind auf den Schicht- 
flächen mit den Fossilien dicht bedeckt (Fig. 4). 


34 15 n L. r 
ET un. SE 


[19] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 261 


In dem östlich darangrenzenden zweiten alten Aufschlusse (Fig. 5) 
treten auch sandigschiefrige Einlagerungen auf (1). Herrschend sind 
dolomitische Kalke (2). Auf der Schutt-Blockhalde finden sich gleich- 
falls Blöcke der Kössener Schichten (schwäbische Fazies), und zwar 
in Menge vor. Sie stammen von höher gelegenen Stellen des Hanges 
her. Hier sammelte ich bei meinem letzten Besuche: Anomia alpina 
Winkl., Mytilus minutus Gldf., Gervillia cf. praecursor Quenst., Pinna 
(Schalenbruchstücke), Cardita austriaca v. H., Pleuromya-artige Schalen. 
Auch eine auffallend große Ganoid-Schuppe, ähnlich der von Quen- 
stedt (Jura, Taf. II, Fig. 62) als Lepidotus abgebildeten Form. 

Am Hange oberhalb des geschilderten alten Steinbruches liest 
ein kleiner längst aufgelassener Aufschluß, hinter und oberhalb des 
Rebschulgartens, an dessen Brustwand, steil gegen Nord fallend, licht 
rötlichgraue Kalke und rötliche Kalke mit Eisenoxydoolith anstehen, 
in welchem sich hin und wieder kleine Belemniten finden. Es sind 


Mockhalde 


Alter Steinbruch am r. Liesingufer unterhalb der Bergmühle. 


Juraschichten, wahrscheinlich deın mittleren Dogger angehörig, welche 
sonach hier wie an dem bekannten Klausschichtenfundorte, weiter 
im Westen, am Nordhange des Bierhäuselberges, gleichfalls hinter 
den Kössener Schichten auftreten. Zwei unter rechten Winkeln sich 
kreuzende Absonderungsflächen durchsetzen das Gestein. 

In dem bekannten Aufschlusse am Bierhäuselberg, gleich oberhalb 
Rodaun, reichen die Dolomite und Breceiendolomite an der neuen 
Straße bis an den Eingang des „ÖOden Saugrabens“ und schiebt sich 
eine Dolomitscholle auch zwischen die Aptychenmergel der östlichen 
Seite des Aufschlusses hinein. Das Streichen der wohlgeschichteten 
Dolomite an der westlichen Seite ist nach hora 8 (gegen OSO), das 
Verflächen gegen Süd gerichtet. 

Oberhalb des bekannten, von mir genau beschriebenen alten 
Steinbruches am Nordhange des Bierhäuselberges (nach dem 
Einstiege aus dem „Öden Saugraben“ bezeichnet — Jahrb. 1871) 
wurde in letzter Zeit am Hange, bis zu dem oberen Promenadewege, 


Jahrbuch d. Kk.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (F. Toula.) 34 


262 Franz Toula. [20] 


etwa 40 m über dem Steinbruche und längs dieses Weges, vielfach 
geschürft und allenthalben wurden Kalkmergel angetroffen, in welchen 
ınan Aptychen findet, und zwar Formen, die als Aptychus Seranonis 
angesprochen werden können. Sie halten gegen Westen an, bis an 
den steilhangigen Graben, welcher sich weiter unten mit dem vom 
Kammerstein herabkommenden vereinigt. 

Hier, an einer förmlichen Kante des Bierhäuselberges, stehen 
graue körnige, weißaderige Kalke an, welche NNW—SSO streichen 
und mit 35° gegen O, also gegen den Bierhäuselberg verflächen und 
einen Felsgrat bilden, der sich gegen die Spitze des Berges hinauf 
fortsetzt. (Ein verschobenes Gebirgstrum.) Sie enthalten bankweise 
eine Unmasse von Bivalven, so daß sie eine förmliche Lumachelle 
bilden. Leider ließ sich nicht viel Deutliches herausbringen, doch 
erhielt ich eine glatte Pectenschale, bei der man an Pecten filosus 
erinnert wird. Auch eine Modiola ist häufiger, bei der man an Modiola 
Paronai Bittn. von Ceratello in der Lombardei erinnert wird (Lamellibr. 
St. Cassian, Taf. V, Fig. 14). Ich möchte aber doch annehmen, daß 
man es dabei mit Kössener Gesteinen zu tun habe. Darüber treten 
lichtrötlichgraue, mergelige Kalke auf (Kössener Schichten ?), welche 
ONO-—WSW streichen, förmlich auf dem Kopfe stehen oder steil 
gegen Süd einfallen. 

Etwa 25 m höher bilden helle, mergelige Kalke einen größeren 
Fels, worauf dann dolomitische Kalke und Dolomite herrschend werden, 
bis zur Spitze hinauf, wo ein grauer, feinkörniger Dolomit ansteht, 
der N—S streicht und steil nach OÖ einfällt. 

Die Ruine Kammerstein liegt auf Dolomit und Breccien- 
dolomit. Am Kamme, der von der Ruine nach Süden zieht (grün- 
markierter Weg), halten die dolomitischen Gesteine eine Strecke weit, 
bis 30 m über Kammerstein, an. Dann folgen graue, weißaderige Kalke, 
hie und da mit Spuren von Fossilien, die wohl dem Dachstein- 
kalkhorizont angehören dürften. Weiterhin treten NO streichende 
(hora 5—4) und nach Süd einfallende Mergelkalke auf (Tithon oder 
Neokom). 

Im weiteren Verlaufe des Weges kommt man, bereits am Kalten 
Waidberg, auf eine ebene, wiesige Fläche, welche an den Rändern 
von Felsköpfen begrenzt wird. An der Südwestecke stehen rötliche 
Kalke an, die dem Jura (Dogger) entsprechen dürften, an welche 
gegen den Kröpfgraben die Neokommergel angrenzen. Gegen NW 
erheben sich mauerartig aufragende Kalkbänke aus dunkelgrauen, sehr 
feinkörnigen bis dichten Kalken, mit weißen Spatadern, welche viele 
undeutliche Fossilien enthalten. Auch graue, kurzklüftige Kalke mit 
Urinoiden finden sich. Die Bänke streichen hora 5—6 (ONO) und ver- 
flächen mit 80° gegen Süd, während die Jurakalke hora 8—9 (OSO) 
streichen und gegen NO einfallen. Auf der Höhe der Kuppe, genau 
westlich von der Höhe des Bierhäuselberges, stehen hellgraue Dolo- 
mite (Hauptdolomit) an. 

Im Kröpfgraben treten zunächst die lichten Mergelkalke auf 
mit gelblichen mergeligen Schichtflächen. Eine kleine Kuppe auf der 
Südseite besteht aus grauen dolomitischen Kalken, an welche nach 
abwärts wieder die Mergelkalke angrenzen. Streichen hora 7 (O—W) 


[21] 6Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 263 


mit südlichem Verflächen. Dann folgen etwa 20 m tiefer die Dolomite, 
welche bis zur Perchtoldsdorfer Waldstraße anhalten, bis weit hinab 
zu dem großen Steinbruche mit den tiefen Ausgrabungen an den 
wüsten Hängen. In Grus zerfallende Dolomite und Dolomitbreceien 
werden hier seit langem ausgebeutet. Aber auch in einer weiter 
abwärts auf der linken Seite des Grabens befindlichen Grube stehen 
noch die dolomitischen Gesteine an, welche bis an die obersten Häuser 
von Perchtoldsdorf anhalten, wo sie noch in der Sonnbergstraße an 
der rechten Seite aufgeschlossen sind. 

In dem Graben, der auf der rechten Talseite unter- 
halb des großen Waldmühlbruches ausmündet, und zwar 
unterhalb des „Hochgrabens“, und zum Vorderen Föhrenberg hinan- 
führt, trifft man zu unterst dunkle, weißaderige Kalke vom Aussehen 
jener des unteren Muschelkalkes, die auch die Kuppe auf der linken 
Grabenseite zusammensetzen. Auch Zellenkalke. 

Etwa 35 m höher stellen sich (immer am linken Hange) typische 
Neokommergel ein, während auf der anderen Seite noch graue, etwas 
dolomitische Kalke vorkommen. Das Neokom hält auf der linken 
Grabenseite weit hinauf an, doch dürften auf der Höhe dieses Hanges 
noch graue Kalke anstehen. Nach oben zu werden die Neokomfindlinge 
seltener und herrschen bald Dolomitgerölle und große Hauptdolomit- 
blöcke vor, welche von der obersten Kammhöhe (Vorderer Föhrenberg— 
Parapluiberg) herabkommen. 

An einer Stelle konnte auch der Nachweis des Vorkommens von 
sicheren Rhätschichten in diesem Graben erbracht werden, da sich 
Stücke fanden einerseits mit Fischschuppen (rhombisch mit Schmelz- 
falten) von Gyrolepis, anderseits wahre Muschelkalklagen mit zahlreichen 
kleinen Bivalven (Modiola sp. ind., Avicula concorta, Cardita spec.). Der 
Fund stammt von einer Stelle etwa 50 m über der Bahnlinie. Hier 
wurde gleich daneben auch Neokommergel mit einem trefflichen 
Exemplar von Crioceras aufgefunden, so daß auch hier das Neokom 
unmittelbar an das Rhät grenzen dürfte wie im Flösselgraben am 
kleinen Flösselberg. 

Auch in 150 m Höhe wurden noch Neokomplatten angetroffen, 
welche nahe an dem zum Vorderen Föhrenberg führenden Wege (gelbe 
Markierung), und zwar zu Anfang desselben anstehen und bis zirka 
170 m über der Bahn anhalten dürften. Stücke, welche auf das Vor- 
kommen von Jura in diesem Graben deuten würden — ich folgte 
dem Hauptgrabenzuge fast genau südwärts —, habe ich nicht finden 
können, dagegen stehen, wie schon erwähnt wurde, Jurakalke von 
roter Färbung neben grauen Kalken auf dem parkähnlichen flachen 
und breiten Kamme an, der zum Bierhäuselberg hinüberführt („Kalter 
Waidberg“). Der letzte steile Anstieg zum Vorderen Föhrenberg besteht 
aus typischem Hauptdolomit, mit den damit verbundenen Dolomit- 
breecien. An einer Stelle unterhalb der Spitze des Parapluiberges bei 
den künstlichen Höhlen scheinen die Dolomitbänke in schwebender 
Lagerung anzustehen. 

An der Straße, welche in der Einsattelung zwischen Parapluiberg 
und dem Vorderen Föhrenberg verläuft, stehen (bei der Höhenkote 479) 
zweifellose Gosaukonglomerate an, dort, wo der rot markierte Weg 

3ı* 


264 Franz Toula. [22] 
zur Josefswarte (575 m) abzweigt. Da der Abhang des Hinteren 
Föhrenberges wieder aus Dolomit besteht, liegt sonach die Gosau 
hier nur in der Hochmulde. 

Das Zaintal ist im oberen Teile in Dolomit eingeschnitten. 
Derselbe hält weit hinab an. Auf der rechten Talseite etwas ober- 
halb der „Quelle“ stehen rote körnige Liaskalke an, echte Crinoiden- 
kalke mit Crinoiden, Cidaris-Stacheln, vielen Terebrateln und Rhyn- 
chonellen, so daß eine gewisse Übereinstimmung mit den Verhältnissen 
im Flösselgraben besteht, wo dieselben roten Lias- („Crinoiden*-) 
kalke die neokomen Zementmergel flankieren. 

Das Planum des Zementmergelsteinbruches im Zaintale liegt 
etwa 23 m über der Quelle. Das Streichen der Zementmergel im 
Steinbruche, und zwar in einem Versuchsgraben mitten im Planum, 
ließ sich bestimmen mit N30°0, mit westlichem Verflächen (60%); an 
den Steinbruchwänden erkennt man übrigens sehr deutlich die weit- 
gehenden Störungen und Verdrückungen des Gesteines. — 

Auch auf der linken "Talseite des Kaltenleutgebener Tales wurden 
unterhalb des großen Waldmühlbruches, gegenüber dem 
Ausgange des in vorstehendem geschilderten Grabens, unweit der 
Ausmündung des Kälberhaltgrabens vor einiger Zeit gleich 
oberhalb der Straße einige Versuchsgruben aufgemacht, welche neuer- 
lichst etwas weiter aufwärts am Hange in vermehrter Anzahl eröffnet 
worden sind. Sie wurden beiläufigs 1'5 m tief gegraben und haben 
durchweg gelbliche plattige Mergel, ganz von dem Aussehen der am 
Flösselberg oder der im Zaintal, aufgeschlossen. Es ist zumeist nur 
bröckeliges Schuttmaterial. Fossilreste: Belemniten, Aptychen, darunter 
solche von sicher neokomen Typus, finden sich nicht eben häufig, auch 
an Baculiten erinnernde gerade gestreckte Formen, sowie Ammoniten, 
und zwar sowohl glatte als auch gerippte Stücke sind gefunden worden. 
Von dieser Stelle liegen mir zum Beispiel vor: Aptychus Didayı und 
Aptychus angulicostatus. Einer der Belemniten hat einen abgerundet 
rechteckigen Querschnitt mit einer leichten Furche auf einer der 
Schmalseiten, so daß er wohl in die Gruppe des Delemnites latus zu 
stellen sein dürfte. Es kann sonach keinem Zweifel unterliegen, daß 
man es mit echtem Neokom zu tun habe. Das Auftreten ist auffallend 
genug und einigermaßen schwierig zu deuten. Da es der Ausmündung 
des geschilderten Grabens gegenüberliegt, nabe ich zuerst — wie ich 
gestehe — an einen alten Bergschlipf gedacht, von dem etwa auch 
in jenem Graben selbst Massen zurückgeblieben sein könnten, was 
die auffallend weite Erstreckung der Neokomfunde in diesem Graben 
erklären würde, wo sie viel weiter oben anstehen. 

In dem jetzt aufgelassenen wohlbekannten Steinbruche (Schotter- 
bruche) oberhalb der Waldmühle folgen über dem dünnbankigen 
Muschelkalke (Fig. 6, 1—4) mit Brachiopoden (Terebrateln, Rhyncho- 
nellen und Spiriferen) dünnplattig schiefrige Mergel mit Mergelknauern 
(5 und 7). Fossilien sind darin selten, doch konnten in eingelagerten 
Kalklinsen im Hangenden Pecten cf. Margheritae v. H. und in dem 
östlichen Teile des Aufschlusses östlich vom Zaintalgraben Halobien 
und Bactryllien nachgewiesen werden (Toula 1882). A. Bittner 
fand (1895) in denselben Schichten die für die Partnachschichten 


[23] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 265 


bezeichnende Koninckina Leonhardi. Darüber folgen dann die Lunzer 
Sandsteine, Opponitzer Kalk und Hauptdolomit. Der ganze Schichten- 
komplex ist steil aufgerichtet und fällt gegen Süd ein. 

| In einem meiner alten Notizbücher (1879) finde ich die bei- 
stehende Profildarstellung (Fig. 6) über die Verhältnisse bei der 
Waldmühle. Auf der Nordseite war die westliche Kalkmasse noch 
vorhanden, die heute bis auf wenige, als Strebepfeiler übriggelassene 
Partien abgebaut ist, bis an eine alte Bruchfläche, an der die Kalk- 
scholle des Muschelkalkes an die dahinter auftretenden, zum Teil 
aufgelösten Gesteinsschuttmassen angepreßt wurde. Auch am rechten 
Ufer waren damals die Kalke der unteren Trias noch recht wohlerhalten 
(1—4). Die Hangendbank von 3 war damals besonders reich an den 
wohlbekannten Muschelkalkfossilien: Terebratula vulgaris, Rhynchonella 
decurtata und Spiriferina Mentzeli und andere. In den mergelig- 
schiefrigen dunkelfarbigen Lagen 5 und 7 finde ich das Vorkommen 


Fig. 6. 


5 Dürre Liesing N 


s 
3 N 
2 
2 
Profil durch die Steinbrüche bei der Waldmühle (1879). 


von Halobien und Bactryllien angemerkt. Uber diese Verhältnisse 
vergleiche man meine Angaben in den Verhandlungen vom Jahre 1879 
(pag. 275—280). — 

Oberhalb der Wolfsmühle, am linken Ufer gegenüber der Zement- 
fabrik, an einer weiter oben im Haupttale gelegenen Stelle, treten 
zu unterst Kalkbänke (Muschelkalk) und darüber steil aufgerichtete 
Mergelbänke auf, die undeutliche Cardien des oberen Muschelkalk- 
horizonts aufweisen. — 

An der Hochstraße (der Straße vom Großen Sattel nach Rodaun) 
tritt, rechts beim Steinmandl („Ellablick* und „Waldandacht“), der 
Hauptdolomit, nahe an der Straße. mit einem petrographischen Aussehen 
ganz wie beim Predigerstuhl auf, in der Form von Dolomitbreccien, 
Felszacken bildend. Gleich darauf erreicht die Straße den Dolomit 
der „Josefswarte*. 

Auch der Einstieg in den Graben zur „Fischerwiese*“ liegt 
im Dolomit, doch kommt man beim Buchbrunnen wieder auf Gosau- 
konglomerat und auf grünliche Kreidesandsteine. 60 m unter dem 


266 Franz Toula. [24] 


Einstiege traf ich einen Findlingsblock aus Actaeonellengestein gleich 
dem erwähnten Vorkommen SO vom Kleinen Flösselberg. Etwa 120 m 
unter dem Einstiege kommt man auf eine größere isolierte Kalkstein- 
felsmasse; aus hellrotem Crinoidenkalk bestehend, erhebt sie sich im 
Talwege als ein wahrer Talriegel, der wohl 25 m mächtig aufragt und 
von der Talrinne durchzogen ist, welche, tief eingeschnitten, im ersten 
Frühjahre und bei Regengüssen Wasserfälle bildet. Die Felsmasse 
zeist nur wenig deutliche Bankung. (Streichen SO—NW, Verflächen 
gegen NO; an einer anderen Stelle ist das Streichen fast N—S mit 
östlichem Verflächen.) Darunter kommt man bald auf die Neokom- 
mergel, so daß diese auch hier, wie an so vielen Punkten. an das 
Liaskalkriff anzugrenzen scheinen, während die Nordgrenze Trias- 
gesteine bilden, und zwar im Norden der Mergel vor dem Fischer- 
wiesensteinbruche hellgrauweiße, dolomitische Kalke. — 

Im Flösselgraben liegt am linken Hange, oberhalb des letzten 
Hauses auf dieser Seite, ein alter aufgelassener Steinbruch. Es stehen 
graue, stark zerklüftete Kalke an, mit weißen Spatadern und mit 
spärlichen winzigen Einschlüssen, welche ihrer spätigen Natur nach 
als Crinoiden gedeutet werden müssen. Hier fand ich auf der Halde 
auf einem der Kalkbrocken ein kleines rundliches Emailzähnchen, 
welches an Sargodon erinnern könnte. Im Hangenden treten in diesem 
Steinbruche auch gelblich gefärbte, mergelige, dünnplattige Kalke auf. 

Der Hang talaufwärts, an der linken Talseite, ist mit Kalkstein- 
brocken, -Blöcken und -Schollen bedeckt, die zum Teil grau und halb- 
kristallinischh zum Teil rötlichgrau und feinkörnig bis dicht sind. 
Gar nicht selten finden sich Brocken, welche eine förmliche Lumachelle 
vorstellen, indem sie nur aus Steinkernen und Abdrücken meist kleiner 
Muscheln bestehen, wie sie die Kössener Schichten der schwäbischen 
Fazies charakterisieren. Es fanden sich aber auch Stücke mit Cidaris- 
Stacheln und deutlichen Korallenauswitterungen. Auch eine @yrolepis- 
Schuppe stammt von hier. Ebenso ein Stück mit einer hochgewundenen 
Gastropodenschale (im Durchschnitt). In gelblichen. etwas mergeligen 
Kalken fand sich auch die Waldheimia gregaria. Diese Brocken be- 
decken den Hang des Vorberges des Großen Flössel (Kote 489) und 
deuten an, daß "das Rhät von der Höhe des Kleinen Flössel den 
Graben übersetzt und sich bis gegen die genannte Vorhöhe fortsetzt. 

Bei der Übersetzung des Grabenweges durch die Schienenanlage 
am Bremsberg des großen Zementmergelsteinbruches am Großen 
Flösselberge, stehen auf der rechten Grabenseite im Hange des 
Kleinen Flösselberges Kalke an, welche ganz derselben Art 
sind wie am linken Hange, Kalke, welche in Felsen aufragen und 
nach den Fundstücken zweifellos Rhätkalke sind. Es finden sich 
typische Lithodendronkalke, aber auch die Muschelbreeeien. Die 
Muscheln sind schlecht erhalten und lassen sich nur schwer heraus- 
bringen, doch konnte zum Beispiel die Leda alpina Winkl. in vielen 
Stücken erkannt werden. Diese Kalke setzen sich, Felsmauern im 
Walde bildend, bis zum Gipfel des Kleinen Flösselberges hinauf fort. 
Die Wände bilden zugleich die südliche Grenze des Rhät. Davon 
kann man sich schon überzeugen, wenn man der Steinriese nach auf- 
wärts folgt bis zu der Einsattelung zwischen der Höhe des Kleinen 


[25] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 267 


Flösselberges einer- und der größeren Höhe im SSO davon (Kote 55l) 
anderseits. Allenthalben verrät sich schon in der Hangmulde der 
angrenzende Neokommergel mit Aptychus. In dem Hangschutt auf der 
Seite des Kleinen Flössel sammelte ich, von den Wandfelsen stammend, 
neben Dolomit und Dolomitbreccien Stücke mit Cidaris-Stacheln, mit 
Pecten (einer zweigabelig-rippigen Form), mit Bruchstücken von Ostrea sp., 
mit Pinna und Plicatula intusstriata. Aber auch typische Lithodendron- 
und Brachiopodenkalke finden sich vor. 

Auf der anderen Seite der Mulde fehlt das Rhättrümmerwerk; 
hier findet man dagegen graue Mergelkalke mit Aptychen, rote und graue 
Hornsteinkalke (besonders in dem kleinen Schwarzföhrenbestande). 
Gegen den Sattel hinauf endet die Schuttbedeckung. Zuletzt trifft man 
noch etwa 40 m unter der Sattelhöhe auf eine größere Felsmasse, 
offenbar eine abgesunkene Scholle, welche geschichtet ist und die 
beiläufig 100 m über dem Geleise der Förderbahn liegt. Von hier an 
trifft man im humusreichen, tonigen Waldboden nur mehr die Mergel- 
kalke, hie und da mit Hornstein, welche von der Einsattelung gegen 
den Kleinen Flössel hinan anhalten bis zur Felsmauer. Am Gipfel 
des Kleinen Flössel stehen echte rhätische Terebratelkalke an. Ich 
fand: Terebratula gregaria sowohl, als auch ganz glatte Terebrateln 
ohne jede Einfaltung am Stirnrande, recht häufig. Außerdem sammelte 
ich eine kleine zierliche Myophoria, ähnlich der Myophoria inflata 
Emm. (Winkler, Zeitschr. d. Deutschen geol. Ges. 1861, pag. 476, 
Taf. VU, Fig. 7) oder der Trigonia postera Quenstedt (Jura, pag. 28, 
Walrl,.Fig.2 u. 3): 

Die Kalke der Wand sind vielfach von Klüften durchsetzt, 
scheinen aber hora 3 zu streichen und mit 50° gegen N einzufallen. 
Die Rhätkalke sind dem Hauptdolomit aufgelagert. In der Schneise 
gegen WNW, also gegen das Kaltenleutgebener Tal hin, findet man 
nur Dolomitblöcke und solche aus Breceiendolomit. — 

Vom Sattel zieht sich der Durchhau (Schneise) die steilgeböschte 
Höhe zur Kote 551 hinan. Was man dabei von Gestein antrifft, ist 
durchweg dolomitischer Natur: Dolomit, Brecciendolomit und dolomi- 
tischer Kalk, bis zum Gipfel hinauf. 

Folgt man nun dem Durchhau am Kamm fort weiter gegen SO, 
so kommt man zunächst über Dolomit, dann aber sofort auf fein- 
körnige Gosausandsteine und Konglomerate, und, an einer kleinen Kuppe 
im Walde, auf dunkle Gesteine mit einer Unmasse von Actaeonellen. 
Dieselben erscheinen ganz in ähnlicher Weise durch Pressung deformiert 
oder abgescheuert und kurzabgerieben, wie man sie in dem bekannten 
Perchtoldsdorfer Leithakonglomeratvorkommen (nahe der Ausmündung 
des Tales der Dürren Liesing) angetroffen hat. 

Auch außen hellfarbige, kalkige Gesteine treten etwas unterhalb 
auf, welche gleichfalls Actaeonellen führen und zum Teil wie gebändert 
aussehen; sie sind im Innern dunkelfarbig und riechen beim Zer- 
schlagen stark bituminös. Die Gosaugesteine halten nun in der Schneise 
an bis zur Hochstraße, sie haben somit hier eine etwas weitere Aus- 
dehnung, als auf Sturs Karte angegeben wird. Es sind rote Kon- 
glomerate, zum Teil sehr großkörnig, mit blutrotem Bindemittel. Bei 
der Abzweigung zur „Fröhlichquelle“, dem „Schanzbrunnen‘, zeigen sie 


968 Franz Toula. [26] 


deutliche Bankung. Streichen NNW und Verflächen mit 45° gegen O. 
Im Hangenden rote Sandsteine und rote krümelige Mergel. — 

Doch kehren wir in den Flösselgraben zurück. Von der 
Geleiseübersetzung aufwärts folgte ich zunächst dem Hauptgraben und 
ging dann gegen SW in dem Graben zwischen dem Großen Flössel 
und der Kote 503 zum Großen Flösselberg-Zementkalk- 
mergelbruche hinan, auf einem rotmarkierten Wege. Im Walde 
ragt eine spitze Kuppe auf, von der graue Kalke herabkommen. An 
Hauptdolomit kann man dabei nicht denken, vielleicht ist es Opponitzer 
Kalk. Unweit der kleinen Quellfassung fand ich einen feinkörnigen, 
grauen, sandigen Isalk mit einem sicheren Aptychen von der Art der 
Rippung, wie sie Aptychus Seranonis zeigt. Auch ein treffliches Stück 
von Aptychus angulicostatus wurde hier gefunden. Längs des Weges 
sind nun fort und fort Kalkmergel und dichte Mergelkalke anstehend 
(Streichen hora 11 und Verflächen gegen OÖ), welche mehrfach ver- 
schoben zu sein scheinen. Auch rote Mergel und graugrüne Kalksand- 
steine treten auf, welche an Gosaugesteine erinnern. 

Die untere Steinbruchetage (bei der Kantine) liegt zirka 140 m 
über dem Eingange des Flösselgrabens. Der Betrieb des Abbaues ist 
ein sehr lebhafter; er erfolgt in zwei Etagen und reicht mit seiner Ober- 
kante bis hoch gegen den Kamm hinan, zwischen dem Großen Flössel 
und der Höhe mit der Kote 549. Im nördlichen Teile streichen die 
Kalkmergelbänke hora 11—12, also aus SSO gegen NNW und fallen 
gegen ONO ein. Von hier stammen die von mir schon 1886 namhaft 
gemachten Fossilien des mittleren Neokom. (Hauterive Stufe. Man 
vgl. Fig. 7.) 

Die Kalkmergel reichen im Süden bis nahe an einen Felsgrat, 
der sich gegen SW nach aufwärts zieht und aus typischem Lias- 
Crinoidenkalk besteht. Hier fand ich: Spiriferina alpina Opp. und 
Spiriferina cf. angulata Opp., Terebratula Eichwaldi Opp., Rhynchonella 
cf. retusifrons Opp. mit drei Rippen in der Schalenmitte, Rynchonella cf. 
polyptycha Opp. mit tiefer Furche in der Stirnregion der kleinen 
Klappe, etwas größer als das von Oppel abgebildete Exemplar, ein 
kleines, stark aufgeblähtes Stück. Auch Terebratula sinemuriensis Opp., 
Pentaerinites sp. und Belemnites sp. Daß sich die Neokommergel auch 
noch eine Strecke weit über den oberen Steinbruchrand fort erstrecken, 
ist durch Schurfarbeiten an dem infolge des Fortschreitens des Ab- 
baues nach aufwärts verlegten Waldwege nachgewiesen, wo man bald 
die bezeichnenden Fossilreste auffindet: Ammoniten, Baculiten und 
Aptychen. 

Folgt man diesem Waldwege oberhalb des Steinbruches weiter 
gegen die Höhe 549 hinan, so kommt man auf graue, sandigkörnige 
Kalke (wieder kein „Opponitzer Dolomit“) mit dunklen Hornstein- 
einschlüssen und undeutlichen Fossilspuren und gegen die Höhe 569 
hinauf über Konglomerate und Sandsteine, welche ganz das Aussehen 
der Gosaugesteine an sich tragen und auf der Kammhöhe weitver- 
breitet scheinen. In der Schneise, welche genau in der Richtung gegen 
den Julienturm verläuft und oberhalb der Hochstraße ganz nahe dort’ 
endet, wo der Weg zur Vereinsquelle abzweigt, kommt man über 
weiße Mergelkalke und oberhalb der Straße an den typischen Lias- 


[27] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 269 


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Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 1. ITeft. (F. Toula.) 


270 Franz Toula. [28] 


Crinoidenkalk, der im Walde eine Felsaufragung bildet. Es wird 
Aufgabe weiterer Begehung sein, das Verhältnis dieses südlichen Lias- 
vorkommens zu jenem im Norden der Kammlinie festzustellen. — 
Auf dem Wege über die Vereinsquelle nach Kalten- 
leutgeben kommt man zuerst über das Neokom. Kalkmergel und 
Mergelkalke, zum Teil als Fleckenmergel entwickelt und reich an 
ockerigen Einschlüssen, wie in den Hauterivemergein am Flösselberge 
und auf der Fischerwiese. Die Schichten streichen zuerst gegen 
NNO schräg über den Weg mit westlichem Verflächen, weiterhin 
etwa 10 m tiefer nach hora 3 mit SO-Verflächen, so daß hier wohl 
eine etwas verschobene Schichtenmulde anzunehmen ist. 20 m tiefer 


Fig. S. 


Hauptdolomitfels unterhalb der Vereinsquelle, vom Jurafels aus gegen NW 
bliekend. 


ändert sich der Gesteinscharakter und stellen sich graue Kalke ein), 
auf welche dann der Jurakalkfels links vom Wege folgt, der seiner- 
seits talabwärts an Hauptdolomit angrenzt, der die spitz und steil 
aufragende Felszinke (Fig. 8 u. 9) bildet, welche, vom Wege aus ge- 
sehen, wie ein Riesenfinger aufragt, während sie dem Jurafels ihre 
obere Breitseite zuwendet. Der Jura tritt, vom Buschwerke versteckt, 
in der Form von lichtrötlichen und roten Kalken auf, welche Fossilien 
umschließen. Crinoidenstielglieder sind am häufigsten zu finden, doch 
sammelte ich auch einige Ammonitensteinkerne, Belemniten in Quer- 


4) Bei der Vereinsquelle sammelte ich (1893) Lithodendronkalk, der vom 
Großen Flössel stammen dürfte, 


—nm— 


[29] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 271 


und Längsbrüchen, eine Pecten-Schale und dergleichen. Der best- 
erhaltene Ammonit darf wohl als zur Gruppe des Phylloceras medi- 
terraneum Neum. gehörig angesprochen werden; der Nabel ist eng, 
die Einschnürungen ziemlich deutlich, Ähnlich ist Phylloceras Capitanei 
Pusch. Ein zweites Stück fällt durch die Zweiteilung des ersten Seiten- 
lobus auf. Die Pecten-Schale, eine flache, leicht gewölbte linke Klappe, 
zeigt eine wohlausgeprägte, konzentrische Runzelung. Die Ohren sind 
nicht scharf abgesetzt, wodurch das Stück sich an Peeten (Camptonectes) 
lens Sow. (Goldf., Petr. germ., Taf. XCI, Fig. 35, II, S. 46 des Giebelschen 
Textes) anschließt. Die Ammoniten entnahm ich dem Gipfelfelsen selbst. 


Hauptdolomitfels unterhalb der Vereinsquelle, vom Waldwege aus. 


Die Jurakalke sind undeutlich bankig geschichtet. Das Juravorkommen 
streicht nicht quer über den Weg, wie es auf der Sturschen Karte 
(1:75.000) gezeichnet wurde, sondern tritt, wie auf der Sturschen 
Originalkarte richtig angegeben ist, nur auf der Südseite auf, 
während ich auf der rechten nördlichen Seite, am Westhange des 
Großen Flösselberges, zunächst nur graue Kalke vorfand, welche dem 
Rhät entsprechen dürften, wie mitvorkommende spärliche Fundstücke 
mit Kössener Fossilien andeuten, welche an die Kalke des Kleinen 
Flössel erinnern, oder an die neue Fundstelle an der Hochstraße 
(Höllensteinstraße) weiter in WSW. Bis zur Einmündung des Weges 
in die Gaisbergstraße traf ich nur noch Hauptdolomit. 
35. 


272 Franz Toula. [30] 


Oberhalb des Juravorkommens im Graben der Vereinsquelle 
führt ein alter, jetzt „verbotener“ Fahrweg in einer flachen Talmulde 
gegen den Steinbruch am Großen Flössel zuerst nach O, dann 
gegen NO etwa 60 m hoch hinan. Am Beginne dieses Weges treten 
graue, dichte, weißaderige Kalke (Rhätkalke) auf, und zwar bei dem 
steinernen Kreuz im Walde. In der Mulde selbst mit weichem, ton- 
reichem Waldboden, treten mergelige Gesteine zutage, wie dies schon 
die Stursche Karte angibt. Auch ein grauschwarzer, weißaderiger 
Hornstein wurde gefunden. Geht man vom Sattel im Walddurchschlage 
gegen die Spitze des Großen Flössels hinan, so kommt man 
etwa 10 m unter der Höhe, am Steilhange des Berges, auf hellgraue, 
dichte Lithodendronkalke, welche sich durch das Vorkommen von 
gelblichgrauen Kalken mit Terebratula gregaria als dem Kössener 
Horizont entsprechend zu erkennen geben. Am Gipfel selbst finden 
sich helle dolomitische Kalke: Hauptdolomit. Das Neokom reicht bis 
an den Fuß der obersten steileren Böschung des Großen Flössel. An 
dem neuen, höher gelegten Waldfahrwege stehen, wie erwähnt, noch 
die Neokommergel an und sind immer sehr reich an den typischen 
Neokom-Aptychen. Diese Mergel reichen ostwärts bis an die gleichfalls 
schon erwähnten Lias-Crinoidenkalke am alten Fahrwege, etwa 40 m 
unterhalb der Gipfelhöhe des Großen Flössel (578 m). Auf dem Wald- 
wege östlich von dem Fahrwege, vor dem rotmarkierten Wege (auf 
Freytags Karte nicht bezeichnet), kommt man auf die roten Gosau- 
sandsteine mit kalkigem Bindemittel, sowie auf Gosaukonglomerate, 
die bis zur Kuppe (554 m) anhalten, und bis zum „Großen Sattel“. Am 
Wege zur Kugelwiese fand sich ein Findling von Lias-Crinoidenkalk. 
Die Kuppe (503 m) genau östlich vom Großen Flössel besteht aus 
Dolomit und Breceiendolomit. — 

Aus dem mittleren Stücke desFlösselgrabens zieht ein 
Seitengraben gegen SO hinauf (zwischen Kote 503 und 551). Oberhalb 
desselben stehen, noch im Flösselgraben, und zwar an seinem rechten 
Hange, typische Neokommergel an, in welchen sich Aptychen und 
Ammoniten finden, welche an jenen Seitengraben hinanreichen, bis zu 
einer kleinen steilwandigen Klamm, welche in rote Jura-(Dogger)-Kalke 
und dahinter anstehende Lias-Crinoidenkalke eingeschnitten ist. 

Diese Klamm wird durch eine Felsmasse gebildet, die ganz 
ähnlich jener am Jurafels im Fischerwiesengraben auftritt. Sie zieht 
sich nach NO bis zur Höhe von 70 m über ihrem Eingange hinauf, 
gegen den Kleinen Flössel hin. Die Bänke scheinen nach hora # zu 
streichen und fallen gegen NW. In den zunächst dem Eingange an 
der linken Seite auftretenden roten Kalken fanden sich kleine wohl- 
erhaltene Steinkerne von Seeigeln, die sich als Disuster (Collyrites) 
cf. ovalis Leske bestimmen lassen. Sie gleichen recht gut den von 
Quenstedt (Echinodermen, Taf. 34, Fig. 14—19) und von G. Laube 
(Die Echinodermen von Balin, pag.5, Taf. 1, Fig. 3) abgebildeten Stücken. 
Disaster ellipticus Quenst. (Jura, Taf. 62, Fig. 16) aus dem braune Jura 
ist gleichfalls eine ähnliche Form. Auch eine gefurchte Belemniten- 
keule fand sich, die an Delemnites fusiformis oder canaliculatus erinnert. 

Dahinter fanden sich in roten dichten Kalken undeutliche Bivalven 
und ein zur Gruppe des Ammonites Humphriesianus gehöriger Ammonit. 


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31] 6Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches.. 9273 
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Auch größere Terebrateln sammelte ich, ähnlich der Terebratula pero- 
valıs, sowie Rhynchonellen, von welchen ein Stück der Khynchonella 
inversa Opp. (l. e. Taf. XIII, Fig. 5), ein anderes der Ahynchonella 
varians Quenst. (Jura, Taf. 38, Fig. 82), ein drittes der Rhynchonella 
Ehingensis Quenst. (Brachiopoden, Taf. 39, Fig. 15) nahe steht. Außer- 
dem wurden große runde und niedrige Orinoidenstielglieder gesammelt. 

In den liegenden Lias-Orinoidenkalken fand sich eine kleine 
zierliche Terebratel mit vertiefter kleiner Klappe, welche der Form 
nach am besten zu Terebratula Beyrichi Opp. (1861, Taf. XI, Fig. 5) 
zu stellen ist, sowie eine große Jchynchonella aus der (Gruppe der 
Bhynchonella belemnitica Quenst. 

Rechts oberhalb des Steilhanges, ober den obersten Jurafelsen 
kommt nur Dolomit herab. Dann folgen, dem Sattel am Kleinen Flössel- 
berge zu, die roten Hornsteinmergel, und helle graue Mergel mit kleinen 
Aptychen aus der Gruppe des Aptychus Seranonis, welche bis gegen 
die Rhätfelsmassen hinanreichen, auch in der vom Sattel gegen ONO 
hinabziehenden Versuchsrösche anstehen und ganz das Aussehen der 
typischen Zementmergel haben. — 

Westlich vom Ausgange des Flösselgrabens liegt ein kleiner Auf- 
schluß, in welchem gelbliche plattige Kalke unter dolomitischen Kalken 
anstehen, welche wohl dem Wengener Horizont entsprechen dürften. — 


Der alte Steinbruch (Fig. 10) auf der rechten Seite des 
Kaltenleutgebener Tales, unterhalb der Zementfabrik (an der Bahnlinie), 
zeigt zu unterst die eigenartigen Knollenkalke, welche sich eine Strecke 
weit unmittelbar an der Bahnlinie nach abwärts verfolgen lassen, wo 


Alter Steinbruch unterhalb der „„Zementfabrik* neben dem Bahngeleise. 


1. Knollenkalk. — 2. Terebratelkalk und hellgraue, weißaderige Kalke. — 3. Mergel- 
schiefer mit dichten Mergelkonkretionen. — 4. Sandige, schiefrige Masse (oberer 
Muschelkalk und Lunzer Sandstein). 


sie weitentblößte Schichtoberflächen darbieten. Im Steinbruche liegen 
sie im Hangenden von typischen Muschelkalkbänken, hellgrauen, weiß- 
aderigen Kalken, die bankweise ziemlich reich sind an Terebratula und 
Spiriferina und an kleinen runden Stielgliedern, denselben Formen, 


274 Franz Tonla. [32] 


wie sie in den mittlerweile fast ganz abgebauten Terebratelbänke 
führenden Muschelkalken oberhalb der Waldmühle auftraten. Mehr- 
fache Verwürfe zerstücken die Gesteine, und im oberen (westlichen) 
Teile erscheinen die Muschelkalkbänke, an einer Kluft, an Mergel- 
schiefer mit dichten Konkretionen hinangepreßt. Lunzer Sandstein 
reicht von oben herein. — 

Von der Wiese am Huberram am grünmarkierten Wege 
zur Gaisbergwiese. Auf der ersteren Wiese, wie schon erwähnt, 
ein Rhätfindling. Im Walde hinan kommt man zunächst über graue, 
mergelige, dichte und netzaderige Kalke (Rhät?). Auf der ebenen 
Wegstrecke treten neokome Mergelkalke hervor. Man geht über W—O 
streichende Schichtköpfe derselben. Das Neokom grenzt hier gegen 
Nord an diekbankig wohlgeschichtete, stark zerklüftete Kalke, deren 
Altersbestimmung, ob Rhät, wie ich meinen möchte, ob Opponitzer 
Kalk, ich dermalen offen lassen muß. Fossilien sind freilich selten, 
doch fanden sich vor dem steilen Abstiege Terebrateln. Streichen 
hora 5 (ONO) und Verflächen mit 45° gegen SSO. — 

Auch an dem Gaisbergfahrwege, von der Meierei 
segen den Kamm, treten graue netzaderige Kalke mit mergelig- 
schiefrigen Zwischenmitteln auf. Undeutliche Fossilienspuren sind 
nur sehr selten zu finden. Die Schichten streichen hora 4 (fast genau 
NO) und verflächen gegen NW. Gegen den Breceiendolomit zu werden 
die Bänke der netzaderigen Kalke dünnbankig. — 

Auf der Winternitzstraße nach Kaltenleutgeben 
kommt man über dolomitische Kalke (Hauptdolomit), welche bis zum 
Vereinsquellenweg anhalten. 

Unterhalb kommt man dann an graue dichte, in Felsen auf- 
ragende Kalke mit runden Crinoidenstielgliedern. Dann folgen Lunzer 
Sandsteine. Dort, wo der „Jubiläumsweg“ abzweigt, treten wieder, und 
zwar hier in typischer Entwicklung, Kalke mit runden Crinoidenstiel- 
gliedern auf. Dann folgt der Straßeneinschnitt im Lunzer Sandsteine. 
Auch das mergeligkrümelige Material tritt hier, wie oberhalb der Wald- 
mühle, auf. Gleich nach der großen Straßenkrümmung gegen SW (gegen 
das Kreuz zu) stehen dann dieselben dünnplattigen und vielgefalteten 
mergeligen Kalke an, wie auf dem steilen Zickzackwege oberhalb der 
Emmelschen Heilanstalt und unten im Emmelschen Parke. Vielleicht 
ist es oberer Jura oder Tithon. Sehr äbnlich sind auch die roten 
Gesteine im obersten Steinbruche auf der linken Talseite der Dürren 
Liesing, zu oberst im Wienergraben. 

Weiter unten kommt man am Fußwege auf dunkle, weißaderige 
Kalke, welche den Gutensteiner Kalken gleichen. Im Walde gegen 
den Kalkofen zu trifft man dann den typischen, aderreichen Muschel- 
kalk mit vielen kleinen Kügelchen, aber auch mit großen Kieselkalk- 
konkretionen. Der Muschelkalk und die mittlere Trias überhaupt 
scheinen hier eine größere Verbreitung zu haben, doch sind die Ver- 
hältnisse etwas stark gestört und werden noch mehrfache Begehungen 


notwendig sein, um die eine oder andere bessere Aufschlüsse ge- 


währende Stelle aufzufinden. — 
Von der Gaisbergfahrstraße kommt man am unteren Wiesenrande, 
wo graue, weißaderige Kalke anstehen, an dem (grünmarkierten) 


|33] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 275 


Fußwege durch den Waldgraben. Auf demselben findet man rötlich- 
graue, weißaderige Kalke mit gelblichen mergeligen, dünnplattigen 
Lagen („Wengener“ Horizont). Auch Zellenkalke finden sich und 40 m 
tiefer graue, weißaderige Kalke, die auf der rechten Grabenseite Felsen 
bildend anstehen und dem „Reiflinger Kalk“ entsprechen dürften. — 

Von der Gaisbergmeierei gegen W und dann in den Graben 
östlich vom Brandel nach OÖ, zum Steilwege, und inden Emmelschen 
Park hinab. 

Zunächst im Walde über dolomitische Kalke.. Am Rande des 
Waldes gegen die Wiese (zirka 30 m tiefer) stehen graue, dichte 
Kalke an mit Spuren von Fossilien (auch Crinoiden): Muschelkalk. 

Auf der Westseite der Wiese erhebt sich eine Steinwand. Im 
Walde daneben, anstehende rötliche Kalke. Fossilien wurden nicht 
aufgefunden. Weiter aufwärts im Graben in einem Bruche ein Fels- 
kopf aus steil aufgerichteten, dunkelgrauen, dolomitischen Kalken. 

Der Wandfels unten, etwa 60 m unter der Meierei, ragt 40 m 
hoch empor und erstreckt sich von N nach S, ganz ähnlich den Jura- 
kalkriffen im Fischerwiesengraben. 

Am rechten Grabenrande, etwa 15 m unter dem Fuße der Fels- 
wand, stehen graue, wohlgeschichtete Kalke an, mit gelblich mergeligen 
Schichtflächen. Sie enthalten Cidaritenstacheln und Crinoiden, auch 
kleine Pentacriniten, ähnlich jenen wie im Muschelkalke am Hunds- 
kogel. Sie streichen hier W—O und verflächen gegen N mit 35°. Die 
Bänke sind sehr dünn mit plattiger Absonderung (2—3 cm mächtig). 

Im Walde gegen Süd hinan kommt man wieder auf rötliche, zum 
Teil breccienartige, zum Teil dichte Kalke, die das auf der Sturschen 
Karte angegebene Juravorkommen oberhalb der Dr. Emmelschen 
Heilanstalt bezeichnen. Auch Felsköpfe aus dolomitischem Kalke im 
Walde. Gegen den Promenadeweg hinab kommt man vorübergehend 
auch über anstehende grauschwarze, weißaderige Kalke. Auch graue 
Kalke mit Schädelnahtschichtung finden sich. 

Vom unteren Ende der Gaisbergwiese, wo der Zickzackweg zum 
Emmelschen Parke beginnt, der über einen sehr steilen Hang hinab- 
führt, trifft man auf dessen ganzem Verlaufe steil aufgerichtete, fein- 
gefaltete, dünnplattige bis schiefrige, graue und rote Kalke, die bis 
hinab in den Park anhalten. Am Steilhange streichen sie hora 2 und 
verflächen steil gegen West oder stehen sogar am Kopfe. Diese Ge- 
steine gleichen jenen schen erwähnten im obersten Steinbruche im 
Wienergraben an der nördlichen Seite des Kaltenleutgebener Tales 
(oberer Jura?). — 

Auf dem Wege, der vom Jägerhaus oberhalb Kaltenleutgeben 
über die Wallner-, Stier- und Siegelwiese zum Kreuz- 
sattel hinaufführt. Nach Sturs Karte war von der Wallnerwiese 
ab, bis wohin sich die Flyschzone erstrecken soll, nur mehr Gestein 
der oberen Trias zu erwarten. Daß die weitausgedehnten Wiesen das 
anstehende Gestein verhüllen würden, war vorauszusehen. In der Tat 
reicht das Flyschgestein meiner Auffassung nach viel weiter nach 
aufwärts. Erst auf der Stierwiese traf ich hie und da Dolomitbrocken 
neben dunklen hornsteinreichen Kalken, welche plattigschiefrig sind 
und von weißen Kalkspatadern durchsetzt. werden. Dieselben fanden sich 


276 Franz Toula. [34] 


auch noch an der Südecke der Stierwiese neben mergeligen Schiefern. 
Typischen Lunzer Sandstein traf ich erst 180 m über dem Jägerhause, 
im Walde unterhalb der Siegelwiese, neben Kalken mit undeutlichen 
Crinoiden. Am unteren Waldrande treten dichte Mergelkalke auf mit 
dunklen Flecken: Fleckenmergelkalke. 

Eine Angabe über Lagerungsverhältnisse läßt sich bis zum Kreuz- 
sattel hinauf nicht machen. 

Da der im vorhergehenden besprochene Kreuzsattelweg keinerlei 
Aufschlüsse bot, versuchte ich es solche auf dem nach Osten hin zu- 
nächst gelegenen Wege zum Vorderen Langenberg zu erhalten, 
wenngleich auch hier der Vegetationscharakter nicht viel erwarten 
ließ. Sichere Flyschgesteine reichen bis über 70 m hoch über den 
Eingang aus dem Liesingtale hinan, also etwas weiter, als nach Sturs 
Karte zu erwarten war. Dann folgen Funde von Fleckenmergel und 
braune glimmerige Sandsteine. Am oberen Rande der Stierwiese, etwa 
100 m über dem Grabeneingange, traf ich im Walde abermals Flecken- 
mergel und dichte, plattig brechende Mergelkalke mit Chondrites intri- 
catus (!). Erst bei 180 m Höhe über der Liesing steht sicher Dolomit 
und Brecciendolomit an, aus welchen die Hänge bis zum kaum 25 m 
höher gelegenen Sattel des Langenberges bestehen. Zwischen dem 
Beginne des Dolomits und jenen Chondrites-Mergeln fand ich nur die 
uns am Kreuzsattelanstiege bekannt gewordenen dunklen, weißaderigen 
Kalke mit schwarzem Hornstein, Gesteine, deren genaueres geologisches 
Alter ich bisnun nicht anzugeben vermag. Nach Sturs Karte wäre 
auf dieser Wegstrecke Lunzer Sandstein anzunehmen. Nach dem, was 
ich auf den beiden Wegen zu sehen Gelegenheit hatte, finde ich die 
Angabe auf GZjZeks erster Karte vom Jahre 1849 sehr begreiflich, 
auf welcher dem „Wiener Sandstein“ am rechten Ufer des Liesing- 
baches eine viel weiter gehende Verbreitung gegeben wird, als auf 
Sturs Karte vom Jahre 1860. Freilich wird auch noch der Kamm 
des Langenberges mit einbezogen; das oberste Vorkommen der Flysch- 
gesteine bilden, wie mir scheinen will, sicher die erwähnten Chondrites- 
Mergel in 110 m Hanghöhe. 


Die Besprechung der schmalen Kalksteinzone am linken Ufer 
der Dürren Liesing, die etwas oberhalb der Dr. Winternitzschen 
Wasserheilanstalt beginnt und an den Flysch angrenzt, werde ich 
einem späteren Zeitpunkte vorbehalten. Einstweilen nur einige An- 
gaben über den Wienergraben. 

Im Wienergraben, auf der linken Talseite des Kaltenleutgebener 
Tales, oberhalb der Waldmühle, worüber schon M. V. Lipold (1865) 
und der Autor (1871) Mitteilungen gemacht haben, fand ich, gleich 
oberhalb der alten Halde mit den dunklen „Partnachschiehten“ una 
Lunzer Sandstein, schon 1894 auch Tonschiefer und Kalke mit 
kleinen hochgewundenen Gastropoden, welche an die von Gümbel 
als Rissoa alpina bezeichneten Formen erinnern. Die Verhältnisse in 
der schmalen Zone, durch welche sich der Graben hinabzieht, sind 
ungemein verworren: zerstückte und verschobene Schollentrümmer. 
In dem unteren Steinbruche treten dicht neben dem gestörten Lunzer 
Sandsteine Breceiendolomite über hellgrauen, dunkelfleckigen, ver- 


[35] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 277 


wittert gelblich umgefärbten Mergeln auf. In dem großen Schotterbruche 
weiter oben, nahe an der Grenze des Flyschgebirges, treten hellgelbe 
und rote mergelige, im Liegenden gefältelte und dünnplattige Gesteine 
auf, welche an oberen Jura oder Tithon denken lassen und an die 
Gesteine am Zickzackwege vom Emmelpark gegen die Gaiswiese hinan 
erinnern, so daß an eine schräge UÜberquerung des Kaltenleutgebener 
Tales gedacht werden könnte. 

In einem aufgeschlossenen Steinbruche, etwa 65 m über dem 
Eingange des Wienergrabens, wurden früher dolomitische Kalke, zur 
Zellendolomitbildung geneigt, abgebaut. Geht man von dem Schotter- 
bruche auf dem Förderwege, an der Steinbrechmaschinenanlage vor- 
über gegen Ost, so kommt man an dolomitischen Kalken im Liegenden 
von gelblichen, plattig schiefrigen Sandsteinen vorüber, westlich ober- 
halb der Kalköfen, gegenüber dem seinerzeit an Brachiopoden reichen 
Waldmühlbruche (am Zaintaleingang), an einen Aufschluß im Liegenden 
von typischem Lunzer Sandstein, in dem wohlgeschichtete, Hornstein- 
knauern umschließende Kalke anstehen, welche gegen NNÖ streichen 
und westlich verflächen (45°), Kalke, in welchen sich spärliche Fossilien, 
Crinoiden und Terebrateln, finden (Muschelkalk). 

Auf dem Wege zum Wienergraben, am linken Talhange gegen 
die Endstation der Bahn, kommt man dann über helle, gegen den Berg 
fallende dolomitische Kalke, und Zellenkalke und über Lunzer Sand- 
stein, von dem man Verwitterungskerne findet. Bei dem Hause vor 
der Einmündung des über die Wiese oberhalb der Bahnlinie (nahe der 
Endstation) führenden Weges gegen die Hauptstraße, liegt ein Auf- 
schluß, welcher die unter dem Lunzer Sandsteine lagernden Muschel- 
kalkschichten recht gut beobachten läßt. Helle, dolomitisch aussehende 
Kalke, zu oberst (unter dem Lunzer Sandsteine), und dünnbankige 
Kalke, die den „Reiflinger Kalken“ gleichen, zu unterst, in etwas 
steilerer Stellung als die oberen, in übereinstimmender Lagerung auf- 
tretenden Schichten. Gelblich mergelige, schiefrige Lagen sind nach 
oben zu eingeschaltet. Mir gelang es nicht, Fossilreste zu finden, doch 
erinnere ich mich, daß F. Karrer, vor Jahren in den gelben Mergel- 
kalkschiefern Cardita-artige Abdrücke aufgefunden hat. 


3. Giesshübel West und Nord. 


Den Gemeindekogel nördlich bei Gießhübel bezeichnet 
Stur als Hierlatzkalk. In der Tat spielt Crinoidenkalk bei seiner 
Zusammensetzung eine wichtige Rolle. Am Gemeindekogel fand ich 
jedoch nur Trümmergestein, und zwar nicht nur am Hange ober- 
flächlich, sondern auch die kleinen Wände in dem kurzen schlucht- 
artigen Graben zwischen Gemeindekogel und dem Inzersdorfer Wald- 
berge bestehen aus einer Brececie aus Hornstein- und Crinoidenkalk 
mit Kalkspat in den Klüften. In den Kalken der Wand finden sich 
hie und da, recht spärlich, Belemniten. 

In der Breccie treten große Brocken von Crinoidenkalk auf, 
rings von Hornsteinbruchstücken wie ummauert. 

Auf der Höhe des Gemeindekogels finden sich vereinzelt auch 


Jahrbuch der k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (F. Toula.) 36 


278 Franz Toula. [36] 


plattige Sandsteine der Gosau und graue dichte Kalke, welche an die 
Opponitzer Kalke und an den Kalk der Kössener Schichten erinnern. 
Im Graben selbst fand sich ein Block als Findling, der Muschelreste 
umschließt, darunter ein zweifelhaftes Stück von Avicula contorta. 
Auch Anomia fissicostata dürfte, nach Bruchstücken zu schließen, vor- 
kommen. Dieser Findling stammt wohl vom Inzersdorfer Waldberge 
her. Die Annahme, daß der Gemeindekogel aus Liasgesteinen bestehe, 
scheint mir nicht sicher begründet zu sein, man hat es dabei wohl 
mit einer Blockbreecienanhäufung zu tun, die jurassischen oder kretazi- 
schen Alters sein könnte. 

Am unteren Ausgange des kleinen Grabens am Gemeindekogel 
befindet sich ein neuer großer Steinbruch (Fig. 11), der behufs Schotter- 
sewinnung angelegt wurde, am äußersten Vorsprunge des Inzersdorfer 
Waldberges. Das jetzt im Abbau begriffene, von vielen Klüften durch- 
zogene Gestein ist ein hellfarbiger, graublauer oder rötlicher Hornstein- 
kalk ohne deutliche Schichtung, mit Neigung zur Breceienbildung. 


Fig. 11. 


1. Sehr grobe Blockbreceie. — 2. Rote, tonigkonglomeratische Zwischenlage. — 
3. Hornsteinkalk (Schottermaterial). 


Eine Hauptkluft scheint diese feste Masse von aufgelockertem, reich 
zerklüftetem, mürbem Material, von dem den Hang zusammensetzenden 
Gestein zu trennen, welches abgeräumt und fortgeschafft wird. Dieses 
Material dürfte mit dem gegen Süden am Gemeindekogel auftretenden 
„Liasgestein* übereinstimmen (1). Zwischen diesen beiden Gesteins- 
partien scharen sich Klüfte und in ihrem Bereiche tritt ein blutrotes, 
tonigkonglomeratisches Gebilde auf, beidem man an Gosaukonglomerate 
mit reichlichem, tonigmergeligem Zwischenmittel denken könnte. Der- 
artige tonige, rote Partien treten auch in dem nördlicher gelegenen 
neuen Aufschlusse, an den Brustwänden, zutage. Man wäre versucht, 
an eine UÜberschiebung der Hangendpartie gegenüber dem liegenden 
hornsteinreichen Hauptschottermaterial zu denken. — 


Zwischen dem Inzersdorfer und Vösendorfer Wald- 


ER . 9 
berge wurde neuestes eine Straße angelegt, welche zu einem neu- 
aufgeschlossenen Steinbruche führt. Derselbe liegt dort, wo der Weg 
über den Sattel zwischen Vösendorfer Wald und dem Kleinen Sattel- 
berge nach Süden herabkommt. 


[37] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 279 


Hier steht typischer, lichtrötlicher Lias-Crinoidenkalk an, der 
klippenartig aufragt und sich nach NW hin gegen die Höhe des 
Kleinen Sattelberges hinanzieht. Es ist echter Hierlatzkalk, fast nur 
aus Crinoidenstielgliedern bestehend, vollkommen übereinstimmend mit 
dem Crinoidenkalke auf der Gießhübler Viehweide gegen den Nackten 
Sattel hin. Terebrateln und Rhynchonellen finden sich hier wie dort. 
Eine der Terebrateln erinnert an Terebratula sinemuriensis Oppel (1861). 
Eine kleine Irhynchonella mit sieben mittleren Rippen auf der kleinen 
Klappe dürfte zu Ihynchonella polyptycha Oppel (l. e. 1861, Taf. XII, 
Fig. 4) zu stellen sein. Eine glatte kleine Pecten-Schale erinnert an 
Pecten strionatus Quenst. (Jura, Taf. XVII, Fig. 21), doch lassen die 
Ohren keine Streifung erkennen, wogegen die beiden Seitenränder 
etwas furchig eingedrückt erscheinen. Man könnte auch an Peecten 
liasinus Nyst-Oppel denken. 

An der kleinen Waldstraße zwischen dem Inzersdorfer und 
Vösendorfer Walde finden sich Gosausandsteine und Hornsteinbreceien. 
Bis zur Kammhöhe hinauf halten die roten (Lias-) Kalke an. Am 
Nordhange. bis weit hinab ist das Gestein unter einer Humusdecke 
verborgen, ähnlich wie am Inzersdorfer Waldberghange. Die Findlinge 
sind durchweg rote und rötliche Crinoidenkalke. Weiter unten finden 
sich wieder solche aus grauem Hornsteinkalke auf der sanften Böschung. 
Die mergeligen Aptychenkalke des nahe im Osten liegenden Zement- 
bruches reichen etwa bis zur Höhe von 400 m in den Graben hinauf. 
Im Zementsteinbruche sind die Schichten, wie es in dieser 
Gesteinsart gewöhnlich ist, vielfach gestört. Auf der nördlichen Seite 
scheinen sie N—S zu streichen bei westlichem Verflächen. Weiter im 
Süden streichen sie W—O und verflächen nach Süd. 

Auf Sturs Karte ist der Vösendorfer Wald als Opponitzer 
Dolomit eingezeichnet, was auf meinem Wege durchaus nicht stimmt; 
gerade im Vösendorfer Walde erreichen die Liaskalke wohl ihre 
bedeutendste Entwicklung. — 


Der Dolomit des Sonnberges reicht hinan bis an den Vorderen 
Föhren- und den Parapluiberg. An der Straße unterhalb der Wald- 
schenke treten neokome Mergelkalke auf, welche ähnlich so wie am 
Goldbühel oberhalb Perchtoldsdorf an die Gosausandsteine und Gosau- 
konglomerate angrenzen. In den Konglomeraten unterhalb der Wald- 
schenke treten rote Hornsteine auf. Etwas weiter hinab stellen sich 
die Dolomite und dolomitischen Kalke ein, welche anhalten bis über 
den Einstieg in den Graben, der zur Fischerwiese hinabführt, und noch 
etwas darüber hinaus. 

Von der Einmündung des blaumarkierten Weges der nach Perch- 
toldsdorf führt, in der Nähe des „Steinmandl“, stieg ich gegen Süd 

in den Kardinalwaldgraben hinab, über humosem Waldboden, in dem 
sich nur Dolomit und Dolomitbreccienmaterial findet, ohne daß man 
an dem ganzen Steilhange anstehendes Gestein anträfe. Im Graben 
aufwärts fanden sich Brocken von rötlichgrauen und grauen, weiß- 
aderigen Kalken, die sowohl vom Hange im Perchtoldsdorfer 
Kardinalwalde, alsauch von den nördlichen Hängen herstammen. 
Auch auf dem westlich von der Kote 465 m gelegenen, ganz flachen 

36* 


980 Franz Toula. [38] 


Sattel fand sich, bis zu dem Wege zwischen dem genannten Rücken 
und dem Vösendorfer Walde, nichts anderes. Neokom konnte ich 
nicht auffinden. Weiter unten, auf dem oberen Wege gegen den 
Zementsteinbruch hinab, fanden sich dagegen anstehend graue horn- 
steinführende Kalke und Hornsteinbreeeien, sowie rötlichgraue Kalk- 
breccien mit gelbbräunlichem Bindemittel. Auch dolomitische Kalke 
fanden sich in Findlingen. Anstehende Dolomite, wie sie Stur angibt, 
habe ich auf meinem Wege nicht angetroffen. Im Graben selbst treten 
etwa 20 m über dem Steinbruchplanum zuerst etwas dunkelfarbige 
sandige Mergelschiefer und dann lichtgelblichgraue, dichte Mergelkalke 
mit lichtfarbigem Hornstein auf. Die ersteren enthalten auch graugrüne 
Sandsteine mit reichlichem mergeligen Bindemittel. Dieses nimmt 
überhand und enthält die Limonitflecken. Ein unbestimmbarer Ammonit 
und Aptychus cf. Seranonis wurden aufgefunden. Auch ein Stück eines 
Belemniten, Stücke von Aptychus angulicostatus und Aptychus cf. Mor- 
tilleti Pict. und Camp. (mit nach rückwärts auslaufenden Linien) wurden 
gesammelt. 

Am Südhange des Kleinen Sattelberges, genau NW von 
der Höhe des Inzersdorfer Berges, stehen unten rötliche und grünlich- 
graue, zum Teil diekbankige, zum Teil schiefrigplattige Hornstein- 
kalke an, welche von SW nach NO streichen und gegen NW verflächen. 
Sie reichen etwa 30 m hoch am Abhange hinan, dann folgen etwa 
40 m mächtig die typischen Crinoidenkalke, während auf der Spitze 
und bis etwa 15 m unter dieselbe reichend licht- und dunkelfarbige, 
rötliche mergelige Kalke mit rotem Hornstein auftreten. 

Ganz ähnliche Hornsteinbreecien treten auch in dem erwähnten 
unteren Steinbruche neben der Fahrstraße zum Kleinen Sattel auf. 

Am Osthange des Nackten Sattelberges (526 m) kommt 
man zuerst über Neokommergel, dann über sandige Kalke (mit jenen 
am Kleinen Sattel übereinstimmend). Auch feinkörnige Gosaubreccien 
treten auf. — Der ganze Nordhang ist wieder mit dicker Humus- 
schichte bedeckt. Auf dem Abstiege, entlang der Schneise im Walde, 
fand sich auch nicht ein Stein. Unten am grünmarkiertem Wege liegen 
dann wieder die Gosaubreccie, neben Fleckenmergeln und typischem 
feinkörnigen Gosausandstein. Es fand sich auch Neokomkalk wie am 
Flösselberge, und zwar mit einem kleinen Belemniten. 

Den Großen Sattelberg (560 m) stieg ich an seinem Ost- 
hange an der Schneise hinan. Hier stehen nur typische Neokomkalke 
mit Belemniten und Aptychen an, bis zu etwa 40 m Höhe, in Felsriffen 
vorragend. 

Darüber folgen, an dem kleinen Waldwege, der in der Isohypse 
verläuft, rote Mergel mit Hornstein, undeutliche Fossilien führend. 
Dann kommt man gegen den Gipfel, auf einer kleinen Vorstufe, auf 
hellgrauen, weißaderigen Kalk ohne Fossilien und zu oberst auf Kalk, 
in dem sich an einer Stelle auf der Kammhöhe hochgewundene kleine 
Gastropoden fanden. Von eigentlichem Opponitzer Dolomit (Sturs 
Karte) auf meinem Wege keine Spur! 

Erst südwestlich von der Spitze treten dolomitische Breccien 
auf, darüber graue und rötliche Kalke (vielleicht obere Trias), SW—NO 
streichend und nach S einfallend. 


[39] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches.. 981 


Gegen die Straße über den Großen Sattel liegt ein alter ver- 
lassener Aufschluß in den grauen (Trias-) Kalken. 

Auf der Fahrstraße zum Predigerstuhl (gelbe Markierung) rechts 
Dolomitbreceien. Die Straße ist in dieselben eingeschnitten. Darüber 
rote Gosaukonglomerate und rote Mergelschiefer. Der Prediger- 
stuhl besteht aus festem, zur Breceienbildung geneigten Triasdolomit. 
Auch an der Gießhüblerstraße, unterhalb der Serpentine, stehen 
Dolomit und Dolomitbreceien an, zum Teil von Mergelschutt überdeckt, 
bis zum grünmarkierten Wege reichend. — 

Von Gießhübl aus besuchte ich auch den Tenneberg. Zunächst 
fielen mir die anstehenden Felsen unterhalb der großen Straßenbiegung 
der Sattelstraße (SW davon) auf. 

Es sind Dolomitbreceien, welche in Bänken auftreten, ganz so, 
wie dies im Gebiete des Hauptdolomits der Fall ist. 

Beim Aufstiege zur Plateauhöhe des Tenneberges fand ich sie 
fort und fort bis auf die kleine Vorstufe der Höhe, etwa 40 m über 
dem unteren Vorkommen. Gegen N, den steileren Hang hinauf, kommt 
man über graue dichte Kalke und weiterhin am Westrande auf graue, 
feinkörnige, sandige Kalke unbestimmbaren Alters. (Sollten diese Kalke 
von Stur als Dogger genommen worden sein?) Hie und da finden 
sich wohl Rollsteine von Hornsteinkalken, welche aber erst oben auf 
der Höhe anstehen, wo sich auch ein Aptychus fand. Die Verhältnisse 
liegen somit hier ganz anders, als nach der Sturschen Karte anzu- 
nehmen wäre. Die roten Lias-Crinoidenkalke stehen nur in dem Stein- 
bruche an und halten nur bis an den Waldrand an, bilden sonach hier 
nur ein räumlich beschränktes Vorkommen. Sicher als Dogger zu 
deutende Gesteine konnte ich nicht finden, wohl aber offenbar diskor- 
dant über den Lias- und vielleicht Triaskalken („graue dichte Kalke*) 
oberjurassische oder neokome rote Aptychen-Hornsteinkalke. Die 
letzteren bilden zu oberst Bänke, welche gegen den Sattel hin kleine 
Wände im Walde bilden (Fig. 12). Auf der Plateauhöhe fanden sich 
gegen den Westhang zu, der steil gegen den Finsteren Gang ab- 
fällt, hie und da feinkörnige plattige Gesteine; die auf Gosau schließen 
lassen. Bekannt sind die Steilhänge des Westhanges, welche eine ziem- 
liche Strecke weit steile Mauern bilden, als wäre eine Scholle von 
Nordwesten her an die jüngeren Gesteine des Plateauberges angepreßt. 
Hier zeichnet Stur Dogger ein. Mir schien es, als wären es ober- 
triassische Riffkalke und dolomitische Kalke. Sie sind hellgrau, dicht, 
teilweise aber auch halbkristallinisch. Hinter der Wand, und zwar 
nahe dem unteren Ende, aber am Rande oben, fand ich einen Block 
des lichtgrauen Kalkes, welcher einige Fossilien, darunter Korallen, 
umschließt. Es ist ein dichter Kalk mit vielen rundlichen, großoolithi- 
schen Einschlüssen. Ich konnte dabei, wie gesagt, nur an gewisse 
obertriassische Riffkalke denken, wie solche zum Beispiel Bittner 
(Hernstein, pag. 135) am Hirnflitzstein gegen die Hohe Wand hin an- 
getroffen hat, die von ihm dem Alter und der Fazies nach als „Hall- 
stätter Kalk“ bezeichnet worden sind, während Fr. v. Hauer solche 
„Riesenoolithe“ als in die Stufe der Wettersteinkalke gehörig ange- 
sehen hat (Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1872, pag. 209). 

Ein recht ähnliches hellgraues, großoolithisches Gestein liegt 


282 Franz Toula. [40] 


im Innsbrucker Universitätsmuseum vom Stanerjoch mit Gyroporella 
aequalis“ aus den „Ohemnitzienschichten“; freilich konnte ich daran 
die Gyroporellenstruktur nicht erkennen. 

Eine undeutliche kreiselförmige Schnecke aus dem erwähnten 
Findlinge hinter den Riffen könnte als Trochus oder Turbo gedeutet 
werden. 

Im südlichen Teile des Tennebergs stehen dolomitische Kalke 
an. Auf der Vorhöhe im SW (Kote 473) graue Kalke, westlich davon, 
gegen die Wände hin, finden sich wieder Breceien mit rotem Horn- 
stein, Gesteine, welche an jene in dem Steinbruche am Osthange des 
Inzersdorfer Waldes erinnern. Auf der Kammhöhe des Tenneberges 
fand ich auch graue dichte Mergel, die wie Neokommergel aussehen. 


Fig. 12. 


une w 


Querschnitt durch den nördlichen Teil des Tenneberges. 


1. Wandkalk (Trias). — 1a. Findling von großoolithischem Kalke mit Korallen. — 
3. Grauer Kalk. — 3. Roter Hornsteinkalk. 


Gerade dieser Teil der Karte (der Tenneberg und die Sattel- 
berge) wird noch weitere Begehungen erfordern, um die verwickelten 
Verhältnisse klarzulegen und obwaltende Zweifel zu beseitigen. 

Auf dem Wege in den Finsteren Gang oberhalb des Jäger- 
hauses, nach der Abzweigung des Fußweges nach Gießhübel, erhebt 
sich, am linken Hange, rechts vom Wege, ein scharfer Grat, mit 
Wände bildenden Felsen aus Mergelkalken, welche spärliche Aptychen 
enthalten und das Aussehen von neokomen Fleckenmergeln besitzen. 
Hier fand ich, neben Aptychen, auch in einem etwas feinsandigen 
Mergelkalke ein kleines Bruchstück eines Ammoniten, der mit ein- 
fachen, an der Externseite verdickten und leicht nach vorn gezogenen 
Rippen versehen ist. Auch ein geradegestreckter Steinkern (Baculites) 
hat sich vorgefunden. Etwas oberhalb traf ich helle, hornsteinführende 
Kalke. Am sanfter geböschten Hange des Mitterberges tritt 
ein Kalksandstein der Gosauformation (Inoceramenbruchstücke um- 
schließend), weiter aufwärts im Tale aber treten auch graue fleckige 


[41] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Möllingbaches. 283 


Kalke mit undeutlichen Spuren von Fossilien auf. Eine Altersbestimmung 
der letzteren vorzunehmen, gelang mir hier nicht. — 

Vor der nächsten Talgabelung treten rechts vom Wege nach 
Kaltenleutgeben (grüne Markierung) Wände auf: eine große Scholle 
aus rötlichgrauem Kalke mit winzigen spätigen Einschlüssen und mit 
weißen Caleitadern; viele Rutschflächen. Diese Kalke bezeichnete 
Stur als Dogger. Mir gelang es nicht, irgend etwas Bestimmbares zu 
finden. Dagegen fand ich gleich darauf, noch im Bereiche dieser Fels- 
massen, sichere Lias- Crinoidenkalke mit Avicula inaequivalvis mit 
kleinen glatten, und größeren gerippten FPecten-Schalen und mit 
kleinen und größeren Rhynchonellen. Es ist zweifellos ganz dasselbe 
Gestein wie an der Sattelstraße oberhalb Gießhübel auf der Viehhalde. 
An der nächsten Talgabelung beginnt der eigentliche Finstere Gang. 
Am rechten Hange des Einganges stehen, an dem Kaltenleutgebener 
Wege, und zwar rechts (östlich), hydraulische Mergel und graue dichte 
Mergelkalke mit spärlichen, aber sicheren Aptychen an, welche behufs 
Schottergewinnung für den Waldweg aufgeschlossen wurden, Gesteine, 
welche ganz jenen des Neokom-Aptychenkalkes am Flösselberge 
gleichen. Sie dürften hora 10 streichen und verflächen gegen NO. 

Bald beginnen auf der linken Talseite des Finsteren Ganges die 
Kalkwände, von welchen wieder wie weiter unten die typischen Lias- 
gesteine (Crinoidenkalke) und die rötlichgrauen, weißaderigen Kalke 
herabkommen. Bald stellen sich rote Hornsteinkalke ein, worauf dann 
bis zur Sattelhöhe Mergelkalke mit sehr spärlichen Spuren von Aptychen 
anhalten, die am linken Talhange in niederen Felspartien anstehen 
und stellenweise ungemein reich, förmlich netzartig von Oaleitadern 
durchschwärmt sind. An einer Stelle am linken Grabenhange, etwa 
70 m über der letzten Talgabelung, stehen graue und rötliche sandige 
Kalke mit Hornstein an, bei welchen man an Jura denken könnte. 
Die stratigraphischen Verhältnisse sind sonach etwas anders, als nach 
der Sturschen Karte zu erwarten gewesen wäre. Der Finstere Graben 
mündet oben in die Sattelstraße aus, und zwar dort, wo sich das 
durch Ebenführer bekannt gewordene Neokomvorkommen befindet. 


Auf der Sattelstraße (Hochstraße) von Gießhübel 
bis an den Tiergarten von Sparbach. 

Zunächst verläuft die Straße im Bereiche der Gosausandsteine mit 
mergeligsandigen Zwischenlagen, welche im oberen Teile des Dorfes 
Gießhübel unmittelbar unter den Häusern anstehen. Sie streichen hier 
westöstlich und verflächen gegen Süd in geringer Neigung, bis zu 15°, 
An der ersten Straßenwendung auf der „Viehhalde* stehen Gosaubreceien 
an, welche zumeist aus Dolomitbrocken bestehen. Nur vereinzelt finden 
sich auch dunkle Hornsteineinschlüsse. Der Lias-Crinoidenkalk ist 
links von der Straße in einem größeren Steinbruche aufgeschlossen 
und reicht den Hang hinauf bis an die Waldgrenze. Die Sattelstraße 
erreicht er nicht. 

Die beiden Steinbrüche auf der Gießhübler Viehweide 
sind in ganz verschiedenen Gesteinen angelegt. 

Der untere zeigt von oben nach unten: Zu oberst eine jüngere 
Schuttmasse als Decke, darunter eine mächtige Masse von Dolomit- 


984 Franz Toula. [42] 


breceien, von einer hora 8 ziehenden Verschiebungskluft durchsetzt. 
Zu unterst treten im nördlichen Teile des Aufschlusses hornstein- 
führende Kalke auf. 


Imoberen Steinbruche stehen die Crinoidenkalke des Lias 
(„Hierlatzschichten“) an. An einer N—S streichenden und steil mit 
65° gegen O verflächenden Kluft erkennt man recht wohl die Schichtung 
des Kalkes: Streichen W 10° N — O 10°S. Zwischen dieser und einer 
zweiten nördlicher liegenden Kluft ist die Liaskalkscholle abgesunken. 
Eine zweite Hauptkluft setzt im nördlichen Teile des Aufschlusses 
nach hora 2 hindurch. — 


An der Straße am Nackten Sattel stehen die eigentlichen Crinoiden- 
kalke nicht an. Dagegen sieht man an einem Straßenanschnitte rechts 
in kurzer Erstreckung braunrote Kalke (Jura) und Breccien aufge- 
schlossen, worauf am Sattel selbst Hornsteinkalke mit westlichem Ein- 
fallen und darüber die von E. Ebenführer aufgefundenen und von 
Uhlig (1884) besprochenen ammonitenführenden, schiefrigen Neokom- 
mergelkalke und Kalkmergel folgen, welche stellenweise breccien- 
artig werden und mit grünlichen und rötlichen Mergeln wechsellagern. 
Sie halten an bis gegen den grünmarkierten, nach Perchtoldsdorf 
führenden Weg, wo sie an Dolomitbreecien angrenzen. Breceiendolomit 
und Dolomit hält nun gegen den Predigerstuhl eine Strecke weit 
an und wurde durch hohe Abgrabungen auf der Nordseite der Straße 
aufgeschlossen, woraus hervorgeht, daß die Ausdehnung der Gosau- 
konglomerate auf der Sturschen Karte etwas einzuengen ist. 


Der Hauptdolomit des Predigerstuhles steht offenbar zu 
den Dolomiten an der Sattelstraße in einer Beziehung und anderseits 
zu jenen des Zuges. der über den Julienturm und, nach kurzer Unter- 
brechung, zu den Föhrenbergen sich erstreckt. Er reicht bis gegen 
das Rote Brünnl hinab. Vom Roten Brünnl gegen SSW Gosau- 
konglomerat, welches auch gegen NNW den Hang hinan anhält, wo 
ich es bis zirka 50 m über das Brünnl hinauf angetroffen habe. 


Bei der Einmündung der Straße über den Großen Sattel 
stehen helle Kalke an, welche auch gegenüber und gegen den Eis- 
graben auftıeten. Am Wagneracker schnitt man beim Straßenbau die 
typischen hydraulischen Mergel mit den ockerigen Einschlüssen an, 
welche das Gebiet der ganzen großen Wiese im Eisgraben einnehmen 
und anhalten bis zur Abzweigung des Weges zur Gaisbergmeierei, 
wo Dolomite anstehen. Im Hangschutte verrät sich die Nähe von 
anstehenden Kössener Schichten. Die große Wiese zwischen dem Gais- 
berge und dem nördlichen Mitterberge liegt jedoch gleichfalls auf den 
Neokommergeln. — 

Auf dem Wege über den südlichen Mitterberg gegen das 
Wassergespreng mögen meine Wahrnehmungen mit den Angaben 
der Sturschen Karte übereinstimmen. Am Mitterberge findet sich im 
Walde weithin kein Stein; was sich gegen Süden und Südwest findet, 
spricht für die Stursche Annahme, daß man sich im Gebiete der 
Gosausandsteine bewege. 


[43] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 285 


4. Vorderbrühl-—Liechtenstein. 


Oberhalb der „Klausen“, die in ihrer Gänze nur in Opponitzer 
oder Hauptdolomit eingeschnitten ist — eine Trennung in zwei 
Dolomithorizonte ist, wie schon Bittner in den Erklärungen zu 
Sturs Karte (1394) hervorgehoben hat, einfach unmöglich — schiebt 
sich am linken Ufer des Mödlingbaches zwischen den Hängen an der 
Westseite der Dolomite und dem Grillenbühel ein niederer Quer- 
rücken vor (280 m), der auf Sturs Karte (1894) als aus Guten- 
steiner Kalk bestehend bezeichnet ist. Durch denselben ist der Stollen 
zu dem Gipsstocke dahinter getrieben. An seinem Westhange stehen 
zweifellos Werfener Schiefer an, von rötlicher und grünlicher Färbung, 
mit glimmerigen Schichtflächen und mit spärlichen Abdrücken von 
Pleuromya-artigen Schalen. Auch kleine an Posidonomya aurita er- 
inernde Abdrücke habe ich gesehen, mit konzentrischen Linien und 
Radialstreifen am Stirnrande. 


Daß schwarze und weißaderige Kalke (Gutensteiner Kalk) damit 
im Zusammenhang stehen, scheint mir zweifellos zu sein; ich fand 
links vom Promenadewege gegen die Urlauberkapelle mehrfach 
Schollen und Trümmer davon, mit höckerigen Oberflächen (wie bei 
den Plattenkalken von Weißenbach) und mit tonigen UÜberzügen. An 
der Südostseite aber fand ich wiederholt plattige Stücke und auch 
Blöcke, ganz erfüllt von flachen und glatten Pecten-Schalen, die alle 
in paralleler Stellung auftreten und hie und da die für Peeten filosus 
so bezeichnende Zickzackstreifung erkennen lassen. Es sind zumeist 
kleinere Individuen bis zu 3cm Durchmesser, von schön symmetrischem 
Bau und mit gleichgroßen Ohren (meist linke Klappen). Am südlichen 
Steilhange stehen rötlichgraue lichte Kalke mit Kalkspatadern an und 
darüber scheinen die Hauptdolomite zu lagern. Das Streichen der 
Kalke ist W—O mit südlichem Verflächen (60— 70°). 


Weiter im Norden, gegen die Sandgrube hin, steht auf der 
östlichen Seite ein lichtgrauer Kalk mit weißen Kalkspatadern an, 
der eine Menge von undeutlichen Fossilien enthält (Bivalven und 
Brachiopoden). Auf dem Rücken selbst liegt Blockwerk verschiedener 
Art herum; so in dem kleinen Föhrenwäldchen rötlichgraue, weißaderige 
Kalke mit Hornsteineinschlüssen, an gewisse noch zu erwähnende 
Anningerrhätgesteine erinnernd. 


Zu den Werfener Schiefergesteinen gehören offenbar auch gewisse 
Kalke mit Fossilien; so Kalkschiefer mit glimmerigen Schichtflächen 
und vereinzelten Crinoidenstielgliedern, solche mit Gastropoden (viel- 
leicht Naticella costata) und mit ziemlich großen Myophorien (vielleicht 
Myophoria cardissoides). Die letzteren finden sich in graugrünlichen, 
feinkörnigen Kalken mit vielen Glimmerschüppchen. Auch rötlichgraue 
Kalke mit Pleuromyen (Pleuromya fassaensis oder Pleuromya musculoides) 
fanden sich. Auf einem grauen, feinsandigen, fast dicht zu nennenden 
Kalke fand sich ein Körperchen, welches mich an Acerodus Gaillardoti 
Ag. erinnerte, wenngleich die Ornamentierung der Oberfläche etwas 
sröber ist. Ein dichter grauer Kalk mit gelbgefärbten, walzlichen Ein- 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (F. Toula.) 37 


286 Franz Toula. [44] 


schlüssen von elliptischen (vielleicht durch Pressung deformierten) 
Querschnitten fand sich gleichfalls. 

Der besagte Rücken dürfte sonach aus Werfener Schiefer und 
den Kalken in seinen Hangendpartien, aus Gutensteiner Kalk und aus 
Opponitzer Kalk und -Dolomit bestehen, sonach von komplizierterem 
jaue Sein, als man nach Sturs Karte annehmen müßte. Wenn sich 
auch sichere Wengener Schichten oder Lunzer Sandsteine gefunden 
hätten — ich fand nur einen feinkörnigen Kalkschiefer, der an Cardita 
erinnernde, schlecht erhaltene Muschelreste lieferte — so wäre kaum 
zu bezweifeln, daß dieser Rücken als die Fortsetzung der unteren 
Trias am Nordfuße des Kleinen Anninger aufzufassen sei, was bis 
nun nur als eine Vermutung angedeutet werden kann. Vielleicht gelingt 
es bei neueren Aufschlüssen, eine vollkommene Aufklärung zu gewinnen. 

Das Gipsvorkommen, nur von Schuttmassen überdeckt, 
scheint hora 53—4 zu streichen und nach S einzufallen (im großen 
alten Schachte). Es ist von roten und grünen Schiefern und Letten 
begieitet. (Aus einem älteren Notizbuche.) 

Die kleine Anhöhe beim Stollen zum Gips des Wagnerkogels 
(Kote 280) ist jetzt durch eine neu angelegte Straße, die zum Hotel 
Radetzky hinaufführt, aufgeschlossen. Am Beginne dieser Straße stehen 
helle dolomitische Kalke an, ganz ähnlich jenen am Westhange des 
Kalender- oder Kirchberges; unter denselben lagern dünnplattige, 
etwas mergelige Kalke (Streichen NO—SW mit SO-Verflächen unter 
40°), mit der Lumachelle der Opponitzer Kalke von hellrötlichgrauer 
Färbung, mit Ostreen, Pecten filosus v. H. und unbestimmbaren Myacites- 
artigen Bivalven. Hier fand sich ein Findling mit scharfkantigen Penta- 
erinitenstielgliedern, deren Seitenfurchen tief eingreifen, wodurch sie 
sich von Pentacrinus bavaricus Winkl. ganz bestimmt unterscheiden 
und jenen Stielgliedern ähnlich werden, welche ich beim Weißen Kreuz 
am Hundskogel in den dortigen Reiflinger Kalken aufgefunden habe. 

Weiter hinauf sind die dunkelklüftigen dolomitischen Kalke in 
einem Straßeneinschnitte tief aufgeschlossen. Auch förmliche Breccien- 
kalke treten wohlgeschichtet auf. Nach der Einsattelung des schmalen 
Rückens stehen im Föhrenwalde, gegen das genannte Hotel hin, dichte 
lichtrötlichgraue Kalke an, welche eine Menge kleiner Fossilien ent- 
halten, darunter auch eine biplikate kleine Zerebratula, die ich als 
Waldheimia gregaria Suess ansprechen möchte. 

Auf der Sturschen Karte wird in der Senke zwischen dem 
Wagnerkogel und dem Kalenderberge „Gosau“ eingezeichnet. Ich 
muß gestehen, daß es mir nicht gelungen ist, neben den Brocken ver- 
schiedenen Alters, anstehendes Gestein aufzufinden. Man hat es dabei 
offenbar mit Schuttanhäufungen jüngeren Alters zu tun, ein Material, 
welches aus aufgelösten Konglomeraten herstammen mag, wie diese 
an dem vom Hotel Radetzky nach dem Liechtenstein führenden 
Wege und gegen das „Urlauberkreuz“ hin, sowie in den be- 


kannten Aufschlüssen an der Ostseite des Grillenbühels anstehen. Es 


sind ausgesprochene Breccien von feinerem und gröberem Korne, in 
mächtigen, horizontal lagernden Bänken geschichtet und von Saiger- 
klüften durchsetzt. Die dolomitischen Brocken sind vielfach zellig- 
löcherig ausgewittert. Von Fossilresten keine Spur. Altersbestimmung 


m 


[45] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 9287 


daher unmöglich. Das petrographische Aussehen und die Zusammen- 
setzung dieser Massen gleicht auffallend den Congerienbreccien, wie 
sie hinter dem Richardshofe, freilich in etwas größerer Seehöhe, auf- 
treten; auf jeden Fall ist diese Ähnlichkeit größer als jene mit den 
Konglomeraten und Breccien des Leithakalkhorizonts. Am Nordrande 
des Grillenbühels fand ich nur Kalksteinschutt und die jung- 
tertiäre Breccie. 


1, 
j DıUR $ 
Ahr öde M 


1. Braunrote, zum Teil auch grünliche Schiefer (Werfener Schiefer) und Schiefer- 

letten mit spiegelnden Druck- und Schubflächen. — 1«. Grünlicher, glimmeriger, 

schiefriger Sandstein. — 2. Quarzitsandstein (Quarzit) von weißer Farbe. — 

3. Dünnschiefrig, mergeliglettiges Gestein von gelbbräunlicher Färbung mit Kohlen- 
schmitzchen. — 4. Schutt. 


An der Gießhüblerstraße, oberhalb des Urlauberkreuzes, stehen 
am Straßeneinschnitte, nahe dem Waldrande, typische Werfener Schiefer 
an, und zwar an der östlichen Seite, während Rauchwacken an der 
westlichen Seite auftreten. Die Schichten fallen gegen NO ein, und 
zwar so, daB die Werfener Schiefer unter die Rauchwackenkalke 
einfallen. — 

An dem alten Gehwege aus der Brühl nach Gießhübel, der am 

37* 


388 Franz Toula. [46] 


Grillenbühel westlich vorüberführt, fand ich Quarzitsandstein anstehend 
ganz Ähnlich jenem weiter oben am Grillenbühel selbst anstehenden. 

Hinter dem Hause Nr. 105 sah ich (schon 1873) einen Auf- 
schluß dieses Quarzitsandsteines, in welchem ein dünnschiefriger, 
mergeliger Sandstein mit kleinen Kohlenschmitzchen auftritt, eine 
überaus eigenartige Erscheinung, weshalb ich eine Ansicht dieses Auf- 
schlusses, wie ich sie (1573) gezeichnet habe, beifügen will (Fig. 15). 

In Bittners Hernsteinwerk (1882, pag. 52) wird aus dem Be- 
reiche des im Südwesten angrenzenden Gebietes nach einer Angabe 
von CZjZek (1851) eines grauen quarzreichen Sandsteines aus dem 
Gipsvorkommen von Groisbach, SW von Alland, Erwähnung getan. 
Das Gestein des Aufschlusses am Grillenbühel ist aber petrographisch 
als ein quarzitartiger, massiger Sandstein oder geradezu als Quarzit 
zu bezeichnen. Noch auffallender ist das Auftreten der Kohlen- 
schmitzchen. Dasselbe könnte an die Lunzer Sandsteine erinnern. Aber 
auch die Lunzer Sandsteine haben ein ganz anderes Aussehen. Nun 
ist aber im ganzen Bereiche der mesozoischen Zone ein derartiges 
Vorkommen meines Wissens nie beobachtet worden. 

Der Aufschluß ist noch jetzt sichtbar, wenn er auch verbaut 
und schwer zugänglich geworden ist. Der Steilhang des Nachbar- 
hauses (Gießhüblerstraße Nr. 4, alt 192) wurde 1904 frisch abgegraben 
und besteht aus grellroten und frisch grünlich gefärbten typischen 
Werfener Schiefern. 

Ich habe bei meinem letzten Besuche dieser Lokalität eine 
kleine Menge der mulmigkohligen Substanz mitgenommen und die- 
selbe im Laboratorium meines Freundes und Kollegen B.v. Jüptner 
untersuchen lassen. Das Untersuchungsergebnis war das folgende: 


Gasar W214 

Koks‘... ....#18852), 

Asche . . 58'680, und zwar M#&0, + AL,O; . 7 N Se 
CaO. .....) IS Segler 
M9O. „ 


Rest (80,) . . 24620), 


Von der Gesamtmenge der mitgenommenen Probe entfielen also 
nur 41'4°/, auf Kohle. — 


An der Nordwestseite des Grillenbühels, am Abhange gegen den 


Halterkogel, stehen dunkelgraue, weißaderige, plattige Kalke an, 
welche durch eine unbedeutende Einsenkung von der Kuppe geschieden 
sind. Sie werden als Plattenkalke des Gutensteiner Horizonts zu 
betrachten sein, mit tonigmergeligen, sehr dünnen Zwischenmitteln. 
Unter der Villa auf der Höhe des Bühels steht, wie erwähnt wurde, 
ein quarzitischsandiges Gestein an. Zwischen der Villa und dem östlich 
davon liegenden Neogenkonglomerat liegt ein Aufschluß in grauem, 
gelbfleckigem, zu Schutt zerfallendem Dolomit. Ostlich davon liegt 
gegen das „Urlauberkreuz* hin ein kleiner Lappen von neogenem 
Konglomerat. 

Es ist in der obersten Lage ein Blockwerk, hauptsächlich aus 
dolomitischem Material bestehend, aber auch Gutensteiner Kalkblöcke 


; 


[47] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 9289 


und Rollsteine mit Neigung zur Zellenkalkbildung liegen darin. Es 
wurde schon erwähnt, daß ich dabei an Ort und Stelle an die Con- 
gerienkonglomerate erinnert wurde. Fossilreste konnte ich 
jedoch nicht auffinden. 

An der Westgrenze des Dolomits des Kalenderberges (beim 
Gasthofe „zum Feldmarschall Radetzky*) zeigt sich der feingrusige 
Zerfall des Dolomits sehr hübsch (Reib- und Bausandgrube, auch Weg- 
schottergewinnung). Die aufgelockerten Schichten (sie streichen hora 5) 
zeigen am Hange die Umbiegung im Sinne des Hanges. 

Die „Drei Steine“ („Drei Stoan“) im Westen des Hühnerkogels, 
an der Straße von Gießhübel nach der Vorderbrühl, klippenförmig auf- 
ragende Felsschollen, erscheinen an die Gosausandsteine angepreßt. 
Ein alter Aufschluß im Westen, ganz nahe der Straße, läßt die Lage- 
rungsverhältnisse recht gut erkennen. Die Kalke sind rauchgrau, dicht 
und etwas löcherigzellig, In einzelnen Bänken finden sich in den 
Kalken ganz eigenartige, winzige, hie und da gabelig- bis sternförmig 
gruppierte, auf den Oberflächen linealisch verlaufende Hohlräume. 
Die Schichten streichen W—O (hora 5—6) und verflächen etwa mit 
250 gegen S. Es sind zweifellos Gutensteiner Kalke, die im Liegenden 
auf etwas dolomitischen Brececien lagern. Von Fossilresten fand ich 
nichts als Andeutungen des Vorkommens von Myalina-artigen Ab- 
drücken in Steinkernen. — 

Der Große Rauchkogel (305 m) besteht aus typischen Reichen- 
haller oder Gutensteiner Kalken. Auf der Höhe, bei dem Gemäuer, 
und zwar an den Steilwänden, streichen die Schichten hora 9 und 
verflächen steil (mit 60— 70°) gegen N. Es finden sich hier zwischen 
dickeren Bänken, ganz ähnlich wie bei der Feste Liechtenstein, dünn- 
plattige Lagen und diese sind es, welche reich sind an den bezeich- 
nenden Fossilien. Kleine Muschelreste herrschen vor, Natica Stanensis 
findet sich jedoch gleichfalls. Auf der West- und Nordseite erkennt 
man die Überlagerung durch Gosausandsteine sehr deutlich. — 

Das kleine Riff des Kleinen Rauchkogels, welches das 
Gemäuer einer künstlichen Ruine trägt, besteht aus dunkelgrauen, 
weißaderigen, dolomitischen Kalken, die dem Gutensteiner Horizont 
zuzuweisen sind. Dieselben sind zum Teil dünnplattig, mit höckerigen 
Schichtflächen, ganz ähnlich jenen im Hinterbrühler Vorkommen (gegen 
Weißenbach). Es fanden sich nur undeutliche Muschelspuren (vielleicht 
von Pleuromyen). Die dünnen Zwischenmittel sind gelbbräunlich gefärbt. 
Das Gestein ist nach drei Richtungen zerklüftet, mit Rutschflächen, 
so daß sich die Streichungsrichtung nicht sicher feststellen läßt. — 

Nach D. Sturs älterer Karte (1860) wurde der Burgfelsen des 
Liechtenstein als Dolomit bezeichnet, nach der neuen Karte vom 
Jahre 1894 aber als Reiflinger Kalk (Plattenkalk). Felix Karrer 
hat in seinem großen Wasserleitungswerke (1877) das Stollenprofil 
des Wasserleitungsstollens durch den Hirschkogel (pag. 276 und 277) 
sehr genau zur Darstellung gebracht. Derselbe ‘durchfährt von SO 
nach NW zuerst nach SO fallenden „dolomitischen Kalk“ und weiterhin 
genau unter der Berghöhe „Tongips“, der etwa 100 m weit anhält, 
worauf dann abermals dolomitischer Kalk und Rauchwacke (zusammen 
etwa 20 m weit anhaltend) folgen. Einfallen nach NW und von einem 


290 | Franz Toula. [48] 


etwa 2 m mächtigen Quarzit (!) und von Werfener Schiefer überlagert. 
Es sind dies Verhältnisse, welche sich nur schwierig deuten lassen, 
besonders die Auflagerung des Werfener Schiefers ist auffallend. 
Stur verlest den Gips ganz in den Bereich des Werfener Schiefers 
und die Scholle von dolomitischem Kalke im N ist fortgelassen. 
Karrer schildert an der angeführten Stelle das zertrümmerte 
Gebirge recht zutreffend und betrachtet die Kalke als Gutensteiner 
Kalk. Warum Stur diese Deutung nicht angenommen hat, ist mir 
unbekannt. Ich habe schon im Jahre 1881 am Westende des Burg- 
felsens von Liechtenstein in den etwa hora 5 streichenden und 
ziemlich steil (bis 70°) gegen N einfallenden, wohlgeschichteten 
Kalken das Vorkommen kleiner Gastropoden und Bivalven nachge- 
wiesen. Bei den ersteren glaubte ich zwei Formen unterscheiden zu 
können: eine stark bauchig gedrungene und eine etwas schlankere 
Form; die erstere verglich ich damals mit der Natica Gaillardeti 
Defr. (Benecke, Uber einige Muschelkalkablagerungen der Alpen, 
Taf. I, Fig. 19), letztere mit Natica gregaria Schloth. (ebenda, Taf. I, 
Fig. 9). Alex. Bittner hat die Formen vom Liechtenstein als Natica 
Stanensis Pichler bestimmt, eine Art, von welcher nur eine Beschrei- 
bung Pichlers (Neues Jahrb. f. Min. ete. 1875, pag. 273) vorliegt. 
Sie wird mit 10 mm Höhe und 9 mm Breite angegeben, während 
die Formen vom Liechtenstein viel kleiner sind. Noch häufiger als 
die kleinen Gastropoden finden sich kleine Zweischaler, welche wohl 
als Gervilleia mytiloides Schl. sp. angesprochen werden dürfen. Ganz die- 
selben Gervilleia-artigen Schälchen sammelte ich auch an den Hängen 
ober der Brühler Kirche am „Halterkogel“ und in den typischen 
Gutensteiner Kalken von Weißenbach—Hinterbrühl. Außerdem fand ich 
an dem Burgfelsen noch ein etwa 25 mm langes Knöchelchen von 
brauner Farbe, und zwar in einem etwas lichter graugefärbten Kalke. 
Dasselbe hat elliptischen Querschnitt und ließ eine leichte Längs- 
streifung erkennen. 

Prof. Dr. Jos. Blaas war so freundlich, mir die von Ad. Pichler 
am Stanerjoche (Lebenberg) gesammelten Stücke mit Natica Stamensis 
Pichl., Myophoria costata Zenk. sp., Gervilleia mytiloides Schl. sp. zum 
Vergeiche zu übersenden. Die Übereinstimmung sowohl des Gesteines 
als auch der Einschlüsse organischer Natur ist eine geradezu über- 
raschende, so daß, wie schon Al. Bittner erkannt hat, an der strati- 
graphischen Gleichheit nicht gezweifelt werden kann. Besonders die 
Stücke aus der Hinterbrühl sind in jeder Beziehung übereinstimmend. 
Am Liechtenstein ist das fossilienführende Gestein ausgesprochen 
plattig und von etwas hellerer Färbung, die Fossilreste stehen jedoch 
in vollkommenster Übereinstimmung, nur die Myophoria costata Zenk. sp. 
scheint noch seltener zu sein als am Stanerjoche. Die so bezeichnende 
typische, an der feinen Streifung des stark bauchigen letzten Umganges 
sofort zu erkennende Natica Stanensis Pichl. fand ich am Liechtenstein 
übrigens nur selten in mittlerer Größe, zumeist sind es, wie gesagt, 
hier und am großen Rauchkogel sehr kleine Individuen. 

Die Kalkschollen in der Bruchzone vom Liechtenstein und Hirsch- 
kogel über die Drei Steine, den Grillenbühel, die Römerwand, den 
Hundskogel und die Felsen am Weißenbachkogel zeigen sehr ver- 


, 


[49] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 291 


schiedene Lagerungsverhältnisse. Während die Bänke am Liechtenstein 
hora 4+—5 streichen und nach N verflächen (78%, ist das Verflächen 
bei den Drei Steinen gegen S gerichtet (50%. An der Römerwand 
(Halterkogel), oberhalb der Brühler Kirche, beobachtet man beinahe 
N—S-Streichen (hora 11—2) und östliches Verflächen (45%. Am 
Hundskogel ist das Hauptstreichen nach hora 4—5 mit südlichem 
Verflächen. Am Weißenbachkogel, nördlich vom Werfener Schiefer, 
streichen die Kalkbänke hora 4—5 und stehen auf dem Kopfe. Am 
sroßen Rauchkogel aber streichen die Bänke hora 9 und verflächen 
gegen N mit 60— 70°, 

Alle diese Schollen liegen, wenn auch von den Gosausandsteinen 
vielfach einseitig oder allseitig umhüllt, im Bereiche der Werfener 
Schieferzone. Daß der Werfener Schiefer unter der Gosaudecke durch- 
zieht, hat ja das Gipsvorkommen unterhalb Hochleiten (Tietze 1875) 
auf das schönste bewiesen. 


Was die Berge bei Perchtoldsdorf anbelangt (Leopolds- 
berg-Hochberg), so haben wir es dabei mit Dolomitschollen zu 
tun, welche die beiden genannten Kuppen zusammensetzen, während 
zwischen ihnen (Haidbergrücken) eine Zone von neokomen Mergel- 
kalken bis an die Grenze des Tertiärs nach Osten reicht, also bis an 
den großen Bruchrand. In dem Graben, der südlich neben der Kirche 
von Perchtoldsdorf ausmündet (Unterer Saugraben), befindet man sich 
an der Südgrenze der dolomitischen Kalke des Leopoldsberges und 
der Mergelkalke, welch letztere aber etwas weiter gegen West reichen, 
als dies die Stursche Karte angibt, und zwar noch eine Strecke 
über die zu den Goldbühel-Steinbrüchen hinaufführende Fahr- 
straße hinweg. Dort, wo die neuen Föhrenaufforstungen am Nordhange 
des Haidberges sich befinden, etwas unterhalb jener Steinbruchstraße, 
also ein gutes Stück über die Stursche Westgrenze hinaus, ragen 
einige Felsköpfchen auf. Hier stehen typische gelblichgraue Aptychen- 
mergel an, mit spärlichen, aber sicheren Aptychen aus der Formengruppe 
des Aptychus Seranonis. Diese Mergel reichen etwas weiter abwärts 
auch auf das linke Ufer des Unteren Saugrabens („Kirchgrabens“) 
hinüber, und stehen auch in den kleinen Aufschlüssen an, welche sich 
im Westen der Umbiegungsstelle jener Straße an den flachen Hängen 
finden. Sie stehen auch außerhalb der großen Villa (OSO von der 
Kote 300) an der Kaiserin Elisabethstraße an, und reichen am Nord- 
hange des Goldbühels hinan, bis über den alten Steinbruchfahrweg, 
wo ich gelegentlich auch einen Aptychus aufgefunden habe. Es sind 
schiefrige, zum Teil griffelförmig zerfallende Mergel, mit vielen Ocker- 
flecken, ganz ähnlich jenen typischen Neokommergeln in den Zement- 
mergelbrüche. Aber auch dünnplattige Mergelkalke, hellfarbig und mit 
mergeligen Zwischenmitteln finden sich vor. Am Goldbühel grenzen 
sie unmittelbar an die Gosaugebilde. Zunächst scheinen feinkörnige 
Brececien anzustehen, mit Inoceramenbruchstücken, ähnlich wie sie 
auch an der Westseite des Hochberges auftreten. 

Wenn man die Schiegengrabenstraße nach aufwärts verfolgt, so 
kommt man an der Westseite des Kunigundenberges auf eine 


299 Franz Toula. [50] 


neu angelegte Straße, welche in die von der Perchtoldsdorf-Brunner- 
straße zum Tirolerhof und zu der „Zementfabrik“ führenden Straße 
einmündet. Hier findet man gute Aufschlüsse an der östlichen Seite 
jener Verbindungsstraße: nach hora 4 streichende und mit 300% gegen 
S verflächende, dünnplattig zerfallende, flyschartige Sandsteine, mürbe, 
blutrote Mergelschiefer und vereinzelt feste, bis einen Meter mächtig 
werdende Sandsteinbänke. Gröberkörnige Gesteine, wie man nach der 
Sturschen Karte vermuten sollte, sah ich hier nicht. 

Die Hauptgesteine des großen aufgelassenen, eine tiefe weite 
Grube vorstellenden Goldbühel-Steinbruches sind ungemein fest 
sebundene Breccien mit kleineren und größeren Einschlüssen eines 
dunklen Hornsteines, und zum Teil mit Calzit als Bindemittel. 

Auf der Höhe des Goldbühels (365 m) stehen fest gebundene 
graue, zumeist sehr feinkörnige Breccienkalke an, deren Lagerungs- 
verhältnisse sich nicht sicher bestimmen lassen. 


Südlich von der Kote 315 finden sich Mergel, in welchen ich 
Aptychus Seranonis, einen undeutlichen Ammonitenabdruck und einen 
Belemniten Querschnitt von abgerundet rechteckiger Form auffand. 
Ob hier anstehend, bleibt etwas fraglich. Am Abstieg gegen NO kommt 
man über Gosaukonglomerate und -Brecceien. Unter den Roll- 
steinen finden sich auch Hornsteinmergelkalke, wie sie am Anfange 
des Kirchgrabens, bei dem kleinen Brückchen anstehen, im Ver- 
bande mit den Aptychenmergeln weiter oberhalb. 


Gut aufgeschlossen findet man die Aptychenmergel auch in 
Perchtoldsdorf selbst, an dem zwischen den alten Häusern (Nr. 4 u. 6) 
der Elisabethstraße zum Kirchgraben hinüberführenden Wege. Es 
sind helle, dichte Mergelkalke, welche NO—SW streichen und mit 409 
gegen S fallen. Kleine Aptychen sind in einer der Bänke zu finden. — 


Wenn man von Rodaun von der Sonnbergstraße aus gegen den 
Sonnberg geht, kommt man über die bekannten Aufschlüsse in den 
neogenen Randbildungen: Leithakalk und -breccien. Uber dem Rande 
des dolomitischen Grundgebirges finden sich Konglomeratlagen, 
welche ich dem Neogen zurechnen möchte, wie Paul (1859) und 
Karrer (1368), während sie von Stur in der Form einer schmalen 
Zone von Gosaukonglomerat zwischen dem Dolomit und dem Neogen 
eingezeichnet wurden. Der Dolomit des Sonnberges ist breccienartig, 
so in dem kleinen Steinbruche (S von der Kote 304 m) nahe dem 
Fahrwege; am Rande ist er grusig verwittert. Ein zweiter Aufschluß 
oberhalb der Kröpfgasseausmündung zeigt schollenförmige Zerstückung 
des Brecciendolomits an Saigerklüften. 


Zwischen Kröpfgraben und Saugraben befindet sich ein Aufschluß - 
in einem feinkörnigen, gelben Sande mit Schotterlagen, die ganz leicht 


(unter 7°) gegen O einfallen (Fig. 14). 


Unter der Humusschichte (1) liegt röscher, aus scharfkantigen 
Körnchen bestehender Quarzsand (2), darunter Schötter mit einer Sand- 


einlagerung (3), feinkörniger, gelblicher Sand (4), eine feine Schotter- 


lage (5) und in der Tiefe wieder gelber Sand. Von Fossilresten leider 3 


keine Spur, so daß die genauere Altersbestimmung dieser wohl jung- 
neogenen Ablagerungen offen bleiben muß. — 


0 


. 


[51] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 293 


In einem alten Notizbuche aus dem Jahre 1871 finde ich einige 
Angaben über das Gebiet der „Gosauformation“. 


l. Auf dem Wege vom Perlhof nach Perchtoldsdorf, an 
der „Gestätte“, neben dem typischen Gosausandsteine in verschiedenen 
Korngrößen, auch Rollsteine aus dichten, bläulichgrauen, stark ange- 
witterten, rhätischen Kalken (!) mit vielen Fossilien, auf den ver- 
witterten Flächen: Korallen, Pinna u. dgl. Auch ein breccienartiges 


Konglomerat mit Kieselkalkbindemittel, wie es am Gemeindekogel 
vorkommt. In der ersten Sandsteinplattengrube stehen glimmerige 
Gosausandsteine an, welche hora 3 streichen und flach (mit 139) 
gegen N einfallen. Dicke Bänke wechseln mit ganz dünnplattigen, frisch 
graublauen, verwittert gelblichen, zumeist feinkörnigen. In der nahen 
zweiten Grube — es wurden aus diesen Gruben die Sandsteinplatten 
herausgenommen — liegen zu unterst grobkörnige, rötlichgraue Kon- 
glomerate, mit viel rötlichgrauem und graublauem Kalk und Dolomit 


Fig. 15. 


unter den Einschlüssen. Letztere geben dem Gesteine stellenweise ein 
an die „Rauchwacken“ erinnerndes Aussehen. Auch spärliche Quarz- 
körner, schwarze Kalkkörner und grünlichgraue, mürbe Mergel finden 
sich als Einschlüsse. Darüber folgen feinkörnige Konglomerate, zu 
oberst aber feinkörnige, typische, grünlichgraue Gosausandsteine. Ver- 
werfungsklüfte in den schwebend lagernden, sehr mächtig werdenden 
Bänken. 
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (F. Toula.) 38 


296 Franz Toula. [54] 


grau, mit nur spärlichem Geäder, stellenweise in dichter Ausbildung: 
oberer alpiner Muschelkalk ; c=Mergelschiefer mit vereinzelten dünnen 
Lagen und Linsen von rötlichgrauem, dichtem Kalk mit Posidonomyen 
und Trachyceraten; d—=aufgelöste Lunzer Sandsteine; e= obertriadische 
Kalke; in diesem Horizonte an einer westlicher gelegenen Stelle Corbis 
Mellingi und kleine gefaltete Ostreen: die echten typischen Opponitzer 
Kalke und dolomitischen Kalke im Liegenden des Hauptdolomits. 
Gegenüber der „Villa Elisabeth“ in der Hinterbrühl vor der 
Abzweigung des Weges in das Kiental und östlich davon, liegen ober- 
halb der Gaadener Straße die lange bekannten Aufschlüsse in der Trias 
des nördlichen Anningerhanges. Zu unterst stehen graue, weißfleckige 
und weißaderige Kalke an (W—-O streichend und mit 50° gegen S ein- 
fallend), darüber lagert ein lichtrötlichgrauer Kalk, dann folgt der 
Aonschiefer, und Lunzer Sandstein mit Spuren von Pflanzenresten ; 
zu oberst trifft man graue, dichte, zum Teil dünnbankige Kalke in 
geringer Mächtigkeit (besonders im westlichsten der vielen Aufschlüsse). 


a ES AAO 
us SEES, STEIN 


ax 


S 
Srhuttkalde ; DIN 


Auf den Schichtflächen dieses Kalkes findet man Abdrücke von Ostrea 
montis caprilis und hie und da auch Corbis Mellingi. Es sind sonach die 
Öpponitzer Kalke, welche man früher gewöhnlich als die „Raibler 
Schichten“ bezeichnete. In den Aonschiefern, welche bekanntlich zumeist 
ganz auffallend dünnschiefrig zerfallen, findet man im unteren Teile vor- 
waltend die Posidonomya Wengensis, auf manchen Platten in Unmasse, und 
darüber auch die plattgedrückten Ammoniten. Frisch sind diese Mergel- 
schiefer von dunkelgrauer Farbe, beim Verwittern werden sie lichtbraun. 

Ob diese Schichtfolge in der Tat bis zur Königswiese bei den 
„Zwei Raben“ reicht, wie es Stur gezeichnet hat, wage ich nicht zu 
behaupten. Es fehlt im westlichen Teile des Hanges des Kleinen 
Anninger an guten Aufschlüssen. (Man vgl. oben.) 

Am häufigsten sind in den Aonschiefern Abdrücke der Schale 
von der Innenseite, ganz so wie ein solcher von E. v. Mojsisovics 
(Ceph. d. medit. Triasprovinz, Taf. XXI, Fig. 37) aus den Fisch- 
schiefern von Raibl zur Abbildung gebracht worden ist. (Trachyceras 
Aon.) Die knotigen Außenflächen finden sich seltener. — 


Franz Loula: Gebiet des lLuesing- und Modlıngbaches. Tafel 


DT — 


Der grosse Steinbruch (Dachsteinkalk) im Baytale oberhalb Gumpoldskirchen. 


(Nach einer photographischen Aufnahme des Herrn Ing. Ew. Bing.) 


Jahrbuch der k. k. geologischen Reichsanstalt Bd. LV, 1905. 
Verlag der k. k. geologischen Reichsanstalt, Wien III. Rasumofskygasse 23. 


| 


[55] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 297 


Am Eingange in das Kiental, auf der linken Talseite zwischen 
der ersten Höhe und dem Schwarzkogel tritt Lunzer Sandstein zutage 
(oberhalb des bekannten Vorkommens nahe an der Gaadener Straße). 
Darüber folgt sofort Breceiendolomit, der südlich vom Schwarzkogel hora 7 
streicht und mit 55° gegen S verflächt. Auf der rechten Kientalseite 
am Fußwege zum „Hexensitz“ streichen die Dolomitbänke hora 6 und 
verflächen mit 40° gegen S. Sie erscheinen hier wie gebändert und 
riechen beim Schlagen in den hangenden Bänken stark bituminös. 
Auf der linken Talseite halten die Dolomite nach Süden weithin an 
(Vorder-Otter), bis in den Eschenbrunnengraben, etwa 120 m unter- 
halb des Eschenbrunnens, wo bei einer großen Buche und einem 
Wegweiser die oberen Kalke beginnen, die hie und da, besonders 
an einer Stelle etwa 40 m unterhalb des Eschenbrunnens, viele un- 
deutliche Rhätfossilien enthalten. Auch gute helle Lithodendronkalke 
kommen bankweise vor. 


Hier will ich einige vorläufige Mitteilungen über mehrere der 
Anningerwege anfügen. 
 Wohlbekannt ist das Vorkommen des Dachsteinkalkes mit im 
Hangenden desselben auftretenden, mergeligen Einlagerungen von 
Kössener Schichten mit ziemlich reichlicher Fossilienführung am Ost- 
hange des Anningers in der Gegend von Gumpoldäskirchen. F. v. Hauer 
(1847, pag. 20), Felix Karrer (1877, pag. 247) und Al. Bittner (1882, 
pag. 192 ff.) haben davon gesprochen und D. Stur hat (1871, pag. 385, 
398, 399) die ihm bekannt gewordenen Arten namhaft gemacht, während 
schon v. Hauer eine viel größere Anzahl von Formen aufzählte. 
In den Schutthängen des Weingebirges kann man bei einiger Aus- 
dauer manches finden. Die besten Aufschlüsse aber liegen in der 
Baytalschlucht oberhalb Gumpoldskirchen. Hier liegen große Stein- 
brüche im Dachsteinkalke, in welchem Straßenschotter und Material 
für Weißkalk gebrochen wird. Gelegentlich fand ich hier graue Kalke 
mit Korallen. Oberhalb der Kalkofenanlage befindet sich ein alter 
Steinbruch auf der rechten Seite der Schlucht, welcher die gestörte 
Schichtenlagerung schön erkennen läßt. Da die von F. Karrer (1877, 
pag. 248) gegebene Ansicht, welche auch Bittner (1882, pag. 195) 
anführt, die Verhältnisse nur recht beiläufig und unzulänglich andeutet, 
habe ich bei einem meiner letzten Besuche dieser Stelle durch einen 
meiner Begleiter (Herrn Ewald Bing) eine photographische Aufnahme 
machen lassen, welche diese Verhältnisse etwas besser zu ersehen 
gestattet (man vgl. die „Taf. V“). Das Bild zeigt den größten Teil 
des Aufschlusses und setzen sich die Schichten nach oben und unten 
(links und rechts aufgeschlossen) nicht mehr weit fort. Rechts liegt 
eine der Stellen, wo mergelige Kössener Schichten auftreten, nahe 
der Stelle, wo der kleine Graben (bei F. Karrer „Buttergraben“ 
genannt) seitlich abzweigt. Mehrere weitere Stellen mit solchen Ein- 
schaltungen liegen etwas weiter aufwärts im Baytale selbst, am linken 
(östlichen) Hange, an dem die Straße zum Richardshofe und zu der 
bekannten Lokalität von Congerienbreccien hinaufführt (Th. Fuchs, 
1870), also am Steilhange der plateauartig ausgeebneten, jungneogenen 
Terrasse der rhätischen Kalke. Auch weiter oben im Baytale, und 


300 Franz Toula. [58] 


genaueren Untersuchung zu unterziehen sein. (Spongitenkalk des 
Anningerplateaus.) 


Auf dem rotmarkierten Wege vom Anningerhause über 
das Wetterkreuz und das Rote Kreuz zur Rhätkalk- 
schlucht oberhalb Gumpoldskirchen. Zunächst halten bis 
zum Wetterkreuz die weißaderigen Rhät-(Dachstein-)Kalke an. 
Vor dem Kreuze fand ich auch einen hellrötlichgrauen Mergelkalk 
mit weißen Spatadern, der Terebrateln enthielt. Kurz vor dem Kreuze 
tritt eine Anderung des Gesteinscharakters ein, das Gestein wird 
dolomitisch, kurzklüftig und zum Teil breceienähnlich. 


Bei der Einmündung des Kreuzweges steht typischer Haupt- 
dolomit an, welcher aus WNW—-OSO streicht und flach gegen S einfällt. 
Beim Roten Kreuz stehen hellgrauweiße, kurzklüftige, dolomitische 
Kalke an. Nun kommt man auf die Weinbergterrasse, an derem Rande 
feste Strandkonglomerate anstehen, welche in mächtigen Bänken in 
horizontaler Schichtung auftreten und sich als Congerienkonglo- 
merate erkennen lassen. 


An dem rechten Talhange des Mödlingbaches unweit des Kalk- 
ofens, vor der Einmündung des Weißenbaches in den 
Mödlingbach, befindet sich die Stelle, wo die Lunzer Sandsteine ein 
kleines Kohlenschmitzchen umschließen. Es liegt über einem grauen, 
weißaderigen Kalke, der wohlgeschichtet bis dünnplattig ist und etwas 
wellig gebogene Schichtflächen besitzt, also ganz das Aussehen der 
Reiflinser Kalke dieses Gebietes an sich trägt. Er streicht nahezu 
W--O und verflächt gegen S (45%). Ob in seinem Liegenden dunkel- 
srauer, weißaderiger Kalk ansteht, ist fraglich, es finden sich nur beim 
Kalkofen Brocken davon und zum Teil auch solche von Rauchwacken 
(Zellenkalk). Im Schutt trifft man auch den Wengener Schiefer. Die 
Lagerungsverhältnisse sind im Lunzer Sandstein und unter demselben 
sehr gestört, wie dies auch gegen O, am Fuße des Kleinen Anninger 
allenthalben der Fall ist. 


Der alte Steinbruch beim aufgelassenen Kalkofen an der Gaadener 
Straße (Fig. 19), am rechten Hange des Mödlingbäches, zeigt die viel- 
fachen Störungen, die in dieser Zone auftreten, mit sehr deutlichen 
Verschiebungen und Verwürfen, mit klaffenden, schutterfüllten Spalten, 
mit sackartigen Einsenkungen des hangenden Lunzer Sandsteines (LS) 
in den dünngeschichteten, gefalteten und zertrümmerten Muschelkalk. 


Im westlichen Teile des Steinbruches erscheint der Lunzer Sandstein 


förmlich eingefaltet. — 

An der neuen Fahrstraße aus der Hinterbrühl nach 
Weißenbach (am Weißenbach aufwärts) ist der linke Talhang in 
letzter Zeit beim Straßenbau recht wohl aufgeschlossen worden. Zu 
unterst (Terrainanschnitt an der Straße) liegt Schutt mit vielen Blöcken 
des dolomitischen Kalkes (Hauptdolomit). 

Beim alten aufgelassenen Steinbruche treten flach gegen SSW 
fallende dünngeschichtete Kalksteinbänke auf. Gleich darauf folgt ein 


[59] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 301 


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Fig. 19. 


(Am rechten Ufer des Mödlingbaches.) 


Alter Steinbruch im dünnbankigen Muschelkalk beim aufgelassenen Kalkofen an der Gaadener Strasse. 


Jahrbuch d. k. K. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (F. Toula,) 39 


302 Franz Toula. [60] 


neuer Aufschluß (Fig. 20). Hier treten in ein Gewölbe zusammen- 
gepreßte dünngeschichtete Sandsteine (Lunzer Sandsteine) auf, über 
welchen die Kalke in mächtigen Bänken lagern, deren Alter durch 
Fossilreste nicht näher bestimmt werden kann. Rechts am Ein- 
gsange streichen diese Kalke W—O und verflächen gegen S. Das 
Gewölbe scheint nach aufwärts bewegt zu sein. 

Weiter nach oben, gegen West, sind an der Straße die Lunzer 
Sandsteine auf eine weitere Strecke aufgeschlossen. Dieselben ver- 
flächen gegen SW mit 28° und erscheinen in zwei Vorkommnissen, 
zwischen welchen graue Kalke auftreten. Die nordwestliche Partie der 
Lunzer Sandsteine enthält Kohlenschmitzchen. Gegen die Mulde des 
Werfener Schiefers, zwischen dem Weißenbacher und dem Gaumann- 
müller Kogel (360 m), scheinen graue Kalke (wie Muschelkalk) auf 


Neuer Steinbruch an der Weissenbacher Strasse. 


die Lunzer Sandsteine hinaufgeschoben zu sein. Auf der Höhe des 
letztgenannten Kogels liegt ein alter, längst aufgelassener Steinbruch 
in dolomitischem Kalk, der die weitgehenden Störungen an den zahl- 
reichen Verwerfungsflächen (zum Teil mit Harnischen) erkenuen läßt. 

Ubrigens fand ich in einem älteren Notizbuche (1881) über den 
Kogel (360 m) zwischen der Gaadener Straße und dem Sattel im Bunten 
Sandstein (Werfener Schiefer) zwischen der Hinterbrühl und Weibßen- 
bach eine Schichtfolge verzeichnet, in welcher die über dem Lunzer 
Sandsteine lagernden Kalke und die im Liegenden. derselben und auf 
der Kogelhöhe auftretenden grauen, weißaderigen Kalke erwähnt sind. 
Bei diesen letzteren wird das Auftreten von Hornsteineinschlüssen 
angeführt, scheinbar darunter waren mir schon damals braune ver- 
witterte Sandsteine aufgefallen, die jedoch so unvollkommen aufge- 


61 Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 303 
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schlossen waren, daß es fraglich blieb, ob man es dabei wirklich mit 
anstehenden Schichten zu tun habe. Heute ist diese Frage nicht mehr 
offen. Die betreffenden Kalke erscheinen in den Lunzer Sandsteinen 
förmlich eingelagert. Man hat es dabei wohl mit ähnlichen weitgehenden 
Störungen zu tun, wie man sie im Osten in dem vorhin erwähnten 
Steinbruche auf der rechten Mödlingbachseite bei dem alten Kalkofen 
zu beobachten Gelegenheit hat. Gerade hier, so nahe dem großen 
Werfener Schieferaufbruche, sind die Störungsvorgänge offenbar sehr 
weitgehende und ist die Zone der Triasgesteine: Reiflinger Kalke, 
Aonschiefer, Lunzer Sandsteine usw. nicht so schematisch einfach 
einzuzeichnen, wie es auf der Karte erscheint, trotz der scheinbar 
sehr regelmäßigen Übereinanderfolge, die ich an dem Straßenanschnitte 
an der Weißenbacher Straße in folgender Weise skizzierte (Fig. 21), 
wobei das Verflächen als gegen SW gerichtet (mit zirka 30°) abgelesen 
wurde. — 

Im Jahre 1898 wurden, auf einer Exkursion mit meinen Zuhörern, 
auf dem roten Wege aus der Hinterbrühl nach Weißenbach, im 


Fig. 21. 


Strassenansehnitt an der Weissenbacher Fahrstrasse. 


1. Aufgelöste Bänke von Lunzer Sandstein mit einem Kohlenschmitzchen, — 2. Kalk- 
bänke („Reiflinger Kalk“? Überschiebung?). — 3. Lunzer Sandstein (Verflächen 
gegen SW mit zirka 30°). 


roten Werfener Schiefer, mehrere recht auffallend gestaltete, ansehnlich 
sroße Bivalven gesammelt, welche bei der Seltenheit von Funden in 
den Werfener Schiefern eine Erwähnung finden müssen, wenngleich 
der Erhaltungszustand ein nichts weniger als guter genannt werden kann. 
Es dürften vier verschiedene Arten vorliegen. Am besten erhalten 
ist ein ziemlich großer, gleichklappiger, hochgewölbter, länglich vier- 
eckiger Steinkern mit spitz nach vorn gezogenem Wirbel. Der Schloß- 
rand ist etwas schief nach rückwärts verlängert. Es ist eine Form, 
welche beim ersten Anblicke lebhaft an gewisse Congerien erinnert 
(zum Beispiel an Congeria Partschi). Eine schmale, aber ebene Band- 
fläche ist zum mindesten angedeutet. Von Ligamentfurchen ist leider 
nichts zu erkennen. Ein diagonal verlaufender, scharf ausgeprägter 
Kiel zieht vom Wirbel aus zur hinteren Ecke. 

Wenn man vor allem die zuletzt von Alexander Bittner be- 
arbeiteten Bivalven der unteren Trias des Bakonyer Waldes (Resultate 
der wissensch. Erforschung des Balaton-(Platten-)Sees, I. 1., Budapest 
1901) und jene des Süd-Ussurigebietes, in der ostsibirischen Küsten- 

39* 


304 Franz Toula. [62] 


provinz (Mem. du Com. Geol. St. Petersburg 1399, VII. 4) durchsieht, 
so findet man ähnliche Formen besonders aus dem letzteren Gebiete 
als Myalina Schamarae Bittn. beschrieben und abgebildet (]. e. pag. 19, 
Taf. IV, Fig. 20—25). Bittner erwähnt, daß die linke Klappe etwas 
weniger hoch gewölbt gewesen sein dürfte. An dem einen meiner 
Stücke, welches beide Klappen im Verbande zeigt, ist dies ausge- 
sprochen der Fall. Die Stücke von Weißenbach sind etwas größer als 
jene vom Flusse Schamara des Ussurigolfes, es möge als Myalina (?) 
Bittneri n. sp. bezeichnet werden (Fig. 22). Die zweite Form von 
Weißenbach zeigt einen weniger scharfen Kiel, einen kürzeren Schloß- 
rand und nähert sich mehr der von Bittner (l. e. pag. 17, Taf. IV, 
Fig. 17—19) als Myalina vetusta Benecke bezeichneten Art (= Mytilus 
vetustus Gldf. Petr. germ., Taf. CXVII Fig, 7). Die Weißenbacher 
Exemplare sind noch etwas größer als die größte der von Bittner 
abgebildeten Formen von der Insel Putjatin. Die dritte Form erinnert 
an Myoconcha, läßt sich aber ebensowenig sicher bestimmen als eine 


Fig. 22. 


Myalina Bittneri n. sp. 


vierte sehr schlecht erhaltene, bei welcher man an eine Gervilleia 
denken konnte. 

Als Findlinge traf ich (1881) neben den roten Schiefern und 
Sandsteinen auch weiße Sandsteine, welche den weißen Quarzsand- 
steinen der vorderen Brühl (man vgl. pag. 237—288) sehr ähnlich sind. 

In dem Kalksteinbruche an dem Hochwege nach Weißen- 
bach, nördlich vom „Roten Hohlwege“, stehen die typischen grau- 
grauschwarz gefärbten, etwas bituminösen Gutensteiner oder Reichen- 
haller Kalke an. Sie streichen NO—SW (hora 5—4) und stehen förmlich 
auf dem Kopfe (man vgl. Fig. 23). 

Uber den westlichen Abschluß des Brühler Beckens finde ich in 
einem Notizbuche aus dem Jahre 1881 viele Angaben. 

So über die Werfener Schiefer im Süden der hochaufragenden 
Gutensteiner Kalke am Weißenbachkogel. Hier fand ich damals in dem 
Roten Hohlwege: rote und grünliche, auch graue glimmerige, schieferige 
Sandsteine mit Myophoria cf. costata und damit im Verbande eine 
graue mergelige Kalkbank mit Naticella sp. (N. cf. costata). 


[63] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 305 


Im Süden grenzen sie an lichtgraue Kalke, welche ein ähnliches 
Streichen zeigen wie die dunklen Gutensteiner Kalke am Weißen- 
bachkogel. 


Fig. 23. 


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Sehottersteinbruch in der grossen Gutensteiner-(Reichenhaller-)Kalkscholle 
am Hochwege nach Weissenbach. 
1. Grauschwarzer, weißaderiger Kalk. — la. Grauschwarzer Kalk mit Fossilien 
(Gervilleia-artige Schalenabdrücke und Steinkerne). — 2. Dünnplattige Kalke mit 
höckerigen Schichtflächen und grünlichem, spärlichen Zwischenmittel mit den- 
selben @Gervilleia-artigen Schälchen. — 3. Graue dolomitische Kalke, zerfallen 
beim Verwittern zum Theil mehlig. — 4. Rot- und grüngefärbte Gosaukonglo- 
merate mit ebenso gefärbten Zwischenmitteln an einer Harnischfläche; an den, an 
der Grenze besonders reichklüftigen, grauschwarzen Kalk angepreßt. 


Ein Profil aus jener Zeit folgt mit neueren Eintragungen (Fig. 24). 
Es zeigt die zahlreichen Verwerfungsklüfte, an welchen die Anein- 
anderpressungen und Verschiebungen erfolgten. 


Fig. 24. 
Gauermann müller Schweizerden 
Weissenbacd Hogel KHogel , h: 
350m 360m Weissenbach Mödling 


7 1 13 S= \ 4 oJ . I 
Westlieker Talabschluss der Hinterbrühl 


1. Werfener Schiefer. — 2. Gutensteiner-(Reichenhaller-)Kalk. — 3. Reiflinger 
Kalk (?). — 4. Lunzer Saudstein. — 5. Opponitzer Kalk (?). — 6. Dolomitische 
Kalke und Dolomitbreccien. 


306 Franz Toula. [64] 


Wenn man vom Mödlingbach, nördlich von der Höldrichs- 
mühle, nordwärts gegen den Hundskogel geht, so kommt man 
zunächst über die Gosausandsteine, welche flach gegen N einfallen. 
In einem meiner Notizbücher aus dem Jahre 1881 finde ich eine 
Skizze (Fig. 25), welche die Grenze der Hundskogelkalke gegen die 
Kreidekonglomerate und Breccien zur Darstellung bringt. 

Diese Kugelkalke sind ganz ähnlich jenen, wie man sie in dem 
Steinbruche rechts vor dem Eingange nach Gutenstein, also im typi- 
schen Gutensteiner Kalk antrifft (man vgl. A. Bittner, „Hernstein“, 
pag. 59). Gegen SO werden die Kalke besonders dünnplattig und 


Fig. 25. 


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B) 


Quarz der «osaukonglomerate und der untertriassischen Kalke vom Hunds- 


kogel. 
1. Rote Konglomerate. — 1a. Rote Konglomerate und Breccien. — 2. Feinkörnige 
bis grobsandige Konglomerate. — 3. Graue, zerklüftete Kalke mit kleinen, kugeligen 


Konkretionen („Kugelkalk“ — unterer alpiner Muschelkalk). 


zeigen leichte Verbiegungen, sie sind sehr ähnlich jenen des oben 
besprochenen Kalkes an der Gaadener Straße (Fig. 18). 

An der geschilderten Stelle erkennt man sonach die Anpressung 
des Triaskalkes an die Konglomerate, welche ich für der Gosau an- 
gehörig bezeichnen möchte. 

Diese Konglomerate dürften an den typischen, fast horizontal 
lagernden Gosausandsteinen gleichfalls abstoßen, da keine Übergänge 
in dieselben zu beobachten sind. Die Konglomeratmassen bestehen 
vornehmlich aus Kalkrollsteinen, welche mit einem roten und grün- 
lichen, lettigen Bindemittel verbunden werden, also jenen ähnlich 
sind, welche weiter westwärts am Pachnerkogel so mächtig werden. 


[65] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 307 


Näher der Kalkgrenze sind sie am Hundskogel (W), zum Teil breccien- 
ähnlich. 

Die große Kalkscholle des Hundskogels wird durch eine enge 
Erosionsschlucht in zwei Teile geteilt, welche oberhalb im Gosau- 
sandsteingebiete in ein weiteres und nach oben muldiges Tal über- 
geht. Die westliche Schollenpartie endet an der Schlucht in dem 
Felsen mit dem weißen Kreuz (386 m). In der Nähe desselben stehen 
heller graugefärbte, von Kalkspatadern durchschwärmte Kalke an, in 
weichen ich an stark abgewitterten Felsflächen die kleinen Kugelkon- 
kretionen und seltene Encriniten- und kleine Pentacrinitenstielglieder 
gefunden habe. Ganz dieselben Kalke findet man auch in der gegen- 
überliegenden Hundskogelhauptmasse, in welcher die großen Stein- 
brüche für die Hinterbrühler Kalköfen liegen. Im Jahre 1881 waren 
noch zwei voneinander getrennte Steinbrüche im Betriebe, welche die 
flach gegen SW einfallenden, durch viele Verwerfungen zerstückten 
Kalke und zum Teil sehr schöne Schichtung erkennen ließen, und in 
den Liegendpartien (im östlichen Bruche) an einer Stelle als förmliche 
Bänderkalke auftraten, während (im westlichen Bruche) dunkelgraue, 
etwas knollige Kalke, im östlichen Teile, zu unterst liegen (mit zirka 
40° einfallend), wogegen im westlichsten Teile eines der Trümmer, 
zwischen Saigerbrüchen, horizontale Schichtung aufwies. Hie und da 
ist auch Breceiencharakter ausgebildet. 


Beim Abstiege vom Hundskogel gegen den aus ähnlichen grauen, 
weißaderigen Kalken bestehenden Kreimholderberg (348 m) fand ich, 
schon 40 m unter der Spitze (431 m), die ersten Gosaufindlinge. — 


Auf der linken Talseite des Mödlingbaches von der Höldrichs- 
mühle aufwärts bis zur „Lackfabrik* und über die Lange 
Wiese auf den Sattel- und Schweizerberg, und auf den 
Gaumannmüllerkogel. 


Gegenüber dem Eingange in die Kaltbadeanstalt in der Hinter- 
brühl sieht man im Bachbette gefaltete Muschelkalkbänke querüber 
streichen. Bei der Gipsmühle liegt ein Steinbruch im Hauptdolomit 
(dolomitischem Kalk), welcher NW—SO streicht und mit zirka 50° 
gegen SW verflächt. Dasselbe Gestein steht auch am Hange des Mitter- 
waldberges, oberhalb des kleinen Stauteiches auf der „Langen Wiese“ 
an. Auf dem Wege von der Langen Wiese zum Sattel zwischen Sattel- 
und Schweizerberg stehen typische Werfener Schiefer an, und zwar 
erünlichgraue und grellrote, sandige Schiefer, die bis zur Sattelhöhe 
anhalten. In Findlingen viel grauer, netzaderiger Kalk („Reiflinger-“ 
oder Muschelkalk). Am Osthange des Sattelberges fand ich 
nur plattige Gosausandsteine und nichts, was mich an tertiäre Konglo- 
merate denken ließe. 

Vom Sattel gegen SO zur Höhe des Schweizerberges: über 
Werfener Schiefer die grauen, netzaderigen Muschelkalke, offenbar 
von Lunzer Sandstein überlagert, ohne daß dieser deutlicher auf- 
geschlossen wäre. 


Die Muschelkalke stellenweise mit den bezeichnenden, kugeligen, 
kleinen Kieselkalkkonkretionen. Auf der Sattelhöhe Breceiendolomite 


308 Franz Toula. [66] 


und Hauptdolomit, der den ganzen östlichen Teil des Berges und den 
östlichen Steilhang zusammensetzt, bis zum Anningerhof hinab. — 
Das Kalkvorkommen rechts vom Wege, der aus der 
Hinterbrühl ins Wassergespreng führt, ist eine Scholle, die 
man, nach dem neuen Sprachgebrauche, als „wurzellos* bezeichnen 
könnte, da sie sich nicht in die Tiefe fortsetzt, sondern auf einem 
aufgelösten tonigerdigen Material aufliegt, dessen Bestimmung, ob 
(sosau oder Werfener Gestein, mir nicht gelang. Es sind dunkelgraue, 
weißaderige Kalke, die ganz wohl als der unteren Trias entsprechend 
aufgefaßt werden können. Im südlichen Teile sind es plattige, im 
nördlichen Teile mehr massige Bänke, welche an Konglomerate und 
Breceien mit rotem tonigen Zwischenmittel angepreßt erscheinen, 
an Gesteine, welche ich als der Gosauformation zugehörig deuten 
möchte, da sie ganz jenen Gesteinen gleichen, wie sie auch hinter 
der bekannten Weißenbachkogel-, Gutensteinerkalk-Scholle und auch 
sonst im zweifellosen Gosaugebiete auftreten. Eine ähnliche kleinere 
Scholle tritt auch weiter im Westen auf, bei den hochgelegenen 
Häusern von Weißenbach, an der Gießhüblerstraße. Diese Schollen 


Gehängeanschnitt am Fusse des Pachnerkogels. 


a — Aufgelöster Breceiendolomit.e. — db = Feinkörniger Sandstein und lichte, 
schiefrige Mergel mit vereinzelten Hornsteineinschlüssen. — e = Neokomgestein. — 
d = Brecciensandstein (Orbitolinengestein). 


haben die größte Ähnlichkeit mit jenen der „Drei Steine“ nördlich 
vom Grillenbühel, wo auch die Gosaubildungen dahinter auftreten. 

Vor dem tiefeingeschnittenen Graben beginnen Konglomerate 
aus Dolomitrollsteinen mit kalkigem Bindemittel, auch Kalksandsteine 
treten auf. Es sind zerklüftete Massen ohne deutliche Schichtung, 
welche Stur als tertiäre Konglomerate eingezeichnet hat, welche ich 
jedoch als der Gosau zugehörig betrachten möchte. Eine neue Wald- 
straße war im vorigen Jahre oberhalb des erwähnten Weges im Bau. 
Die Arbeiten entblößten nur typische Gosausandsteine, die dann auch 
von dem Sattel abwärts anhalten. 

An der Straße von Weißenbach zum Wassergespreng, 
nach den hintersten Häusern, tritt am Fuße des Pachnerkogels 
zunächst (Fig. 26) schiefrig sandiges Schuttmaterial auf, das an einer 
ebenen Fläche an einen feinkörnigen Brecciendolomit angeschoben 
erscheint, der, durch viele Klüfte zerstückt, eine Strecke weit anhält, 
worauf dann in diskordanter Anlagerung feinkörnige Sandsteine und 
lichte, schiefrig mergelige Gesteine mit vereinzelten Hornsteinein- 
schlüssen folgen (Streichen N—S und verflächen mit 50° gegen Ost). 


[67] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 309 


Sie stoßen an einer Kluft ab, gegen eine Schichtfolge von recht ver- 
schiedenen Charakteren: eine feste Bank eines weißaderigen, fein- 
körnigen Kalkes, dann grünliche, glimmerigsandige Gesteine mit 
größeren, eckigen Einschlüssen, grobkörnige, graue Sandsteine, mit 
vielen undeutlichen Fossilien (an die Orbitolinengesteine erinnernd). 

Eine kurze Strecke weiter aufwärts folgen die großen Aufschlüsse 
in der großkörnigen Gosaubreccie, deren Hauptmaterial aus Haupt- 
dolomit, dolomitischem Kaik und dichtem Kalk neben grünfarbigen 
Schiefern besteht. Bankig. Streichen hora 23, Verflichen gegen Ost. 
Gesteine, welche ich sicher als Neogen ansprechen könnte, wie es 
auf der Sturschen Karte angegeben wird, habe ich nicht gesehen. 

Weiterhin folgen im Straßenanschnitte die typischen Gosau- 
sandsteine und die roten und hellfarbigen Mergel der Gosauformation. 
Gleich oberhalb des Wirtshauses im Wassergesprenggraben ging ich 
am rechten Talhange einen steilen Waldgraben hinan, auf der Suche 
nach dem auf Sturs Karte hier angegebenen Vorkommen von Lias- 
Crinoidenkalk, konnte jedoch nichts davon auffinden, nicht einmal 
lose Brocken, welche früher ab und zu hier zu finden waren. Der 
Graben weist, zuerst Findlinge von Gosausandstein im Waldboden auf; 
etwa 60 m hoch über dem Wirtshause traf ich dann Findlinge von 
Breceiendolomit und am Waldrande, gegen die vom Tiergarten herüber- 
ziehende Wiese (zirka 90 m über dem Wirtshause) einen großen 
scharfkantigen Block aus grauem, dichten Actaeonellengestein, 
mit mittelgroßen Actaeonellen. Beim Eintritte in den Wald, von der 
Westecke der Wiese aus, fand ich wieder Blöcke von typischem 
Gosaukonglomerat. 

Das erwähnte, auf der Sturschen Karte im Wassergespreng- 
graben oberhalb des Jägerhauses, am rechten Talhange angegebene 
Liasvorkommen ist offenbar nur auf Findlinge begründet worden, 
welche vom Einbettenberge herabgekommen sein dürften. An- 
stehend trifft man nur Kreidegesteine, und zwar Mergelschiefer, die 
dem Neokommergel ähnlich sind, und Gosausandsteine. An der Fahr- 
straße nach Weißenbach stehen unterhalb des Jägerhauses die 
besonders am rechten Talhange schön aufgeschlossenen Gosaugesteine 
an, welche zuletzt von Theodor Fuchs (1899) ausführlicher besprochen 
worden sind. Es ist eine Schichtenreihe mit westöstlichem Streichen 
und südlichem Verflächen. 

Zunächst feste, wohlgeschichtete Sandsteine, darüber mürbe, 
graue, sandige Mergel, welche in griffelförmige Stücke zerfallen, 
überlagert von einer Reihe von sandigen und konglomeratischen 
Bänken im Hangenden, glimmerig mit kohligen Spuren, wodurch die 
Ähnlichkeit mit den Kreideflyschgesteinen in der Tat eine über- 
raschende wird. Mächtige grobkörnige Konglomerate und Dolomit- 
breccien und darüber schiefrigsandige Kalkmergel treten vor Weißen- 
bach, den Pachnerkogel zusammensetzend, auf, Gesteine, welche 
D. Stur, w’e im vorstehenden erwähnt, als „Leithakalkkonglomerat“ 
ausgeschieden hat. Ich möchte diese Bildungen in Übereinstimmung 
mit Th. Fuchs den Gosaukonglomeraten zurechnen. 

Über die Verhältnisse im Gaadener Tertiärbecken finde 
ich in einem der Notizbücher über die mit meinen Hörern im Jahre 

Jahrbuch d. k. k. geol. Beichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (F. Toula.) 40 


310 | Franz’ Toula. [68] 


1891 (9. Mai) unternommene Exkursion einige Angaben. So heißt es: 
Der Olberg (zwischen Mittel- und Obergaaden) besteht aus einem 
Jung aussehenden Schotter. Das Schottervorkommen der Sturschen 
Karte ist weitgehend zu verkleinern. Ganz nahe, rechts vom Fahr- 
wege nach Obergaaden, treten an der Sohle eines alten Kellers 
sandige, schlierartige Tegel im Liegenden des Schotters zutage. Auch 
in dem Hohlwege gegen Obergaaden treten sie auf, hier mit Fossilien- 
führung. An den Uferbrüchen des Mödlingbaches fanden sich rezente 
Schalen von Unionen, Planorben, Limnaeen und Helix. Südlich von 
Mittelgaaden, bei der Kote 342, finden sich die tertiären, sandigen 
Tegel mit den von Kittl (1890) namhaft gemachten Fossilien. Der 
Untergrund des Schlösselwaldrückens und der Reisetwiesen besteht in 
der Tat aus tertiären Sanden, welche weiter gegen Westen anhalten, 


bis nahe an den Steinbruch bei Kote 386 und 387, aber auch bis an 
den Waldrand nördlich von Siegenfeld. An dem Wege, der von Siegen- 
feld zu dem erwähnten Steinbruche führt, fanden wir in diesen Sanden 
bei der Kote 372 unweit der kleinen Kapelle und weiter westlich große 
Austern und Balanen. In dem Steinbruche stellten sich damals die 
Verhältnisse folgendermaßen dar (man vgl. Fig. 27): 


1. Löcheriger, grober Kalksandstein mit Einschlüssen von älteren 
Sandsteinen und Mergeln. 

2. Kalkknollenbank mit braunem lettigen Zwischenmittel, gegen 
NNO auskeilend (1 und 2), fast horizontal liegend. 

3. Eine ähnliche Kalkknollenbank mit wenig Letten. 

4. Massige, etwas sandige Kalkbänke, ohne deutliche Schichtung, 
mit großen Austern und Balanen. 


[69] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 311 


5. Eine sandigtonige Schichte mit kleinen Austern und wohl- 
erhaltenen Balanen. Im W fand sich eine Pernabank (P), welche an 
jene von Eggenburg erinnert. Viele große Exemplare mit den Schalen 
und dem Schlosse “wohlerhalten. 


6. Feste Kalkbänke (mit vielen Serpula-Röhrchen, so daß man 


stellenweise von einem Serpula-Kalke sprechen könnte, was auch für 
die Liegendpartie von ‚4 gilt). 


Fig. 28. 


Bonglomera Lısche 
diekbankige Kalke 


SerpulenKalk 


mergelige Balanen SRG 
2% 
Jerpula Bänke 2 


h IMAN Iyalı IRVaN An 

ut il A) hi sun en 

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= 


= 


Ansicht des Kalksteinbruches. 


Nach einer Skizze: von A. Rosiwal, 9. Mai 1894. 


Herr Chefgeologe Ingenieur A. Rosiwal, damals Assistent 
meiner Lehrkanzel, hat unsere Beobachtungen aufgezeichnet und 
auch einige Skizzen entworfen, von welchen noch die Fig. 23 ange- 
fügt werden Soll. 

Das nahe gelegene Heutal verläuft bereits im Hauptdolomit. 
Westlich von Siegenfeld fanden wir in einem tieferen Entwässerungs- 
graben schwarze Erde aufgeschlossen, in welcher sich Helix- und 
Suceinea-Schalen und auch Limnaeen in großer Zahl fanden. 

40* 


312 Franz Toula. [70] 


6. Der Sparbacher Tiergarten ') und Umgebung. 


Beim unteren Teiche stehen am rechten Hange an der Straße 
typische Gosausandsteine an, welche O—W streichen (hora 6) und 
mit 80% gegen S einfallen. Sandsteinbänke wechseln mit schiefrigen, 
mergeligen Sandsteinen, welche zum Teil in krümelig zerfallende 
Mergelschiefer übergehen. Bald darauf treten dieselben Gesteine 
wieder deutlich zutage, am Waldrande nach der Teichwiese, und 
zwar bei demselben Streichen mit nördlichem (65°) Einfallen. Beim 
oberen Teiche finden sich feinkörnige, dünnplattige Sandsteine. Diese 
Gesteine halten an bis an die Felsmauern unterhalb der großen Weg- 
krümmung, wo sich die Parkstraße gegen O wendet, während die 
Waldstraße zum Kreuzsattel im Tale aufwärts zieht. 


Am linken Talhange sind dieselben Gesteine 'in einem kleinen 
Steinbruche unmittelbar hinter dem Parkzaune, beim unteren Teiche, 
aufgeschlossen. Auch hier streichen die Schichten ONO (hora 5) und 
verflächen mit 80° gegen S. Es sind dickbankige, graublaue, glimmer- 
reiche Sandsteine mit spärlichen kohligen Spuren auf den Schicht- 
flächen. Dünnplattige Sandsteine wechseln mit den diekeren Bänken. 
Gegen den Hang zu erscheinen die Sandsteine durchweg dünnplattig 
aufgelöst und vielfach zerklüftet und verbrochen, während gegen den 
Berg zu die Festigkeit der Bänke zu-, die Zahl der Kluftflächen aber 
abnimmt. 


Hier ist eine Stelle, wo es kaum möglich wäre, den „Gosau-* 
vom Flyschsandsteine in petrographischer Beziehung zu unter- 
scheiden. 


Nahe der erwähnten Straßenkrümmung beginnt erst der Zug von 
Lias-Crinoidenkalken, welche sich von der Felsmauer auf der linken 
Talseite jenseits des Sparbachdurchrisses, über die Ruine Johannstein, 
zu dem hoch oben liegenden Gemäuer („Köhlerhütte“, 567 m) und 
weiter gegen NO fortsetzt. Auf der Sturschen Karte (1:75.000) ist 
dieser Zug gegen S gerückt, während er auf Sturs Aufnahmskarte 
(1:25.000) an richtiger Stelle eingezeichnet ist. Auf der rechten Tal- 
seite erhebt sich, wie gesagt, ein gegen den Sparbach mit Felswänden 
abstürzender, auch sonst steilgeböschter Berg, der an seiner Südseite 
aus Dolomit und Dolomitbreccien besteht, an welche sich die Lias- 
Crinoidenkalke anlehnen, welche bei der Wegkrümmung die Wände 
bilden. Für die Nachbarschaft noch jüngerer Gesteine spricht das 
Vorkommen von dichten hellen Mergelkalken (Aptychen führend) und 
von roten Hornsteinkalkmergeln. 


Anstehend trifft man sie auf dem Waldwege, der sich gegen den 
Höppelberg hinzieht. Auf demselben gelangt man an eine neu angelegte 
Fahrstraße, die in einen dichten Grasteppich umgewandelt wurde und 


!) Von seiten der fürstlich Liechtensteinschen Hofkanzlei war mir die Erlaubnis 
geworden, auch alle „verbotenen Wege“ betreten zu dürfen, wofür ich meinen besten 
Dank ausspreche. 


[71] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 313 


am Südhange des Ausläufers des Höppelberges hinaufführt, unter- 
halb der Höhe mit der Kote 504 bis zu der nordwestlichen Park- 
türe. Da die Straße in den ziemlich steilen Hang eingeschnitten wurde, 
ergaben sich mehrfache recht gute Aufschlüsse des Gesteines. Zunächst 
halten hellgraue, schiefrige Aptychen-Mergelkalke an, bis etwa 60 m über 
den Sparbach; dann folgen unmittelbar darüber graue, gelbbräunlich 
verwitternde, am Hange ganz verbrochene sandiekalkige Breccien, 
welche reich sind an Fossilien, vor allem an riesig groß werdenden 
Patellinen (Orbitolina concava Lam.). Dieselben finden sich in solcher 
Menge, daß einzelne der als Verwitterungskerne beim Herstellen der 
Straße gewonnenen, sehr fest gebundenen Blöcke das Aussehen der 
„Orbitulitensandsteine* der Gosau annehmen, indem Schale an Schale 
lagert. Form und Größe der flachkegeltellerförmigen Patellinen sowohl, 
als auch die Gesteinsbeschaffenheit stimmen auf das beste überein mit 
jenem Findlinge, den ich seinerzeit als losen Block auf der Meierei- 
wiese in der Vorderbrühl aufgefunden habe (Verhandl. d. k k. geol. 
R.-A. 1882, pag. 194); aber auch die von Bittner (ebenda 1897, pag. 216) 
bei Markl unweit Lilienfeld angetroftenen Orbitolinengesteine scheinen 
nach der gegebenen Darstellung ganz ähnlich zu sein. Auch bei Lilien- 
feld hat Bittner sehr große Individuen aufgefunden, welche, was 
ihre Größe anbelangt, von einzelnen der Sparbacher Stücke noch 
weit übertroffen werden. 


Interessant ist auch die Übereinstimmung des Auftretens hier 
und dort insoweit, als diese cenomanen Örbitolinen-(Patellinen)- 
Gesteine mit den typischen Gosaugesteinen nichts zu tun zu haben 
scheinen. In Lilienfeld sind sie, wie Bittner anführt, im S von 
Liasfleckenmergeln begrenzt, hier bei Sparbach liegen sie über Kalk- 
mergeln mit Neokomaptychen, Kalkmergel, welche petrographisch, wie 
ich an manchen Punkten zu sehen Gelegenheit hatte, geradezu als 
Fleckenmergel bezeichnet werden müssen. Es sei hier schon ange- 
führt, daß das Aussehen der Orbitolinengesteine nächst Sittendorf 
ein ganz abweichendes ist, indem bei Sittendorf, wo ich derartige 
Gesteine besonders am Kalkfelde in vielen Findlingen, aber immer 
nur in Findlingen, angetroffen habe, das Gestein das Aussehen gewisser 
feinkörniger „Gosaubreccien* von dunkler Färbung annimnit. 


Die Aptychenmergel und die Orbitolinengesteine streichen an 
der wiesigen Tiergartenstraße von NW gegen SO und verflächen (flach 
bis 400%) gegen NO. 

Von dieser Waldstraße aus verfolgte ich einen Waldweg gegen 
S und SO gegen den Hegenberg hin, wo sich weithin kein anstebendes 
Gestein fand. Gelegentliche Findlingsbrocken deuten auf dolomitische 
Gesteine hin. 


Auf dem um ‚504‘ herumführenden Wege, und schließlich am 
Nordhange, steil gegen den Sparbach hinab, bewegt man sich fort 
und fort im. Gebiete der mit den hydraulischen Mergeln am Flössel- 
berge übereinstimmenden Kalkmergel, welche hie und da Neokom- 
aptychen und Ammoniten, immer aber die hellgelbbräunlichen Limonit- 
flecken und -röhren aufweisen. Deutliche Schichtung kann man erst 
nahe an der erwähnten Kalksteinwand, bei der Straßenbiegung gegen- 


314 Franz Toula. [72] 


über von Johannstein, wahrnehmen (Fig. 29), an welche sich das 
Neokom innig anschmiegt. Während aber die rötlichgrauen, unter 
dem typischen Lias-Crinoidenkalk lagernden Kalke und die Crinoiden- 
kalke W—O streichen und mit 40° gegen N fallen, streichen die auf 
zirka 50 m weit schön aufgeschlossenen neokomen Mergelkalke von 
SW—NO und verflächen mit 45—60° gegen NW. Zwischen den 
Orinoidenkalken und den typischen hydraulischen Mergeln liegen rote 
Kalke mit Hornsteinlinsen und -Knauern. 

Am linken Talhange des Sparbaches, unterhalb der Burgruine 
Johannstein, erheben sich die rötlichen Lias-Crinoidenkalke in 
Wänden. 

Auf dem zur Ruine hinaufführenden Fußwege oberhalb einer kleinen 
Quelle stehen Dolomitbreecien an, welche steil gegen NW unter die 


Fig. 29. 


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Aufsehluss bei der Umbiegung der Fahrstrasse gegenüber von Johannstein am 
rechten Talhange. 


1. Rötlichgraue Kalke. — 1a. Rötlichgraue Kalke mit Andeutung von Breccien- 
struktur. — 2. Lias-Crinoidenkalk. — 3. Roter Hornsteinkalk. — 4. Neokomer 
Aptychenkalkmergel. 


Burgfelsen einfallen. Sie halten bis an die Wände vor der Graben- 
brücke am Johannstein an, welche sich gegen NO den Kamm hinan ver- 
folgen lassen. Die Wand am Johannstein besteht zunächst der Burg 
aus rötlichgrauen Kalken, auch hier zum Teil mit ausgesprochener 
Breceienstruktur, und aus Crinoidenkalk. Schichtung sehr undeutlich. 
Auf dem Fahrwege gegen O dieselben Dolomitbreccien wie bei der 
Quelle am Fußwege, dann Gosausandstein und feinkörnige, feste Gosau- 
breceien. Die Gosau reicht an der Südseite dieht an die Crinoiden- 
kalke hinan, doch treten dazwischen die Dolomite und Dolomitbreceien 
auf. Auf dem Waldwege gegen die hohe Tanne mit dem St. Hubertus- 
bilde: Dolomit und Dolomitbreccien, dann folgen wieder die Gosau- 
sandsteine: gelbbraun, verwittert und glimmerreich. Sie scheinen 
nordwärts gegen den Heuberg einzufallen. Auch diekbankige Breccien- 
sandsteine mit Fossilienspuren stehen (nach der kleinen Quellmulde) 


[73] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 315 


an. Auf dem Fahrwege, der zur oberen (künstlichen) Ruine (landes- 
üblich als „Köhlerhütte* bezeichnet) führt, kommt man fort und fort 
über Dolomit und Brecciendolomit, der an der Straße mehrfach auf- 
geschlossen ist. Erst ganz oben findet man in dem in niederen Fels- 
wänden aufragenden Orinoidenkalke, auf dem das Gemäuer steht, die 
Fortsetzung des Crinoidenwandkalkes von Johannstein. Der Dolomit 
hält auch im S und SO des Köhler-(„Keller“-)hüttenberges an bis hinab 
nach Johannstein. 

Ein kleines, riffartig aufragendes Hügelchen mit einem Doppel- 
bogengemäuer („Dianatempel“, soll heißen Triumphbogen, der Diana- 
tempel stand im SW nahe der Kehre der Heubergstraße) inmitten des 
großen Wiesenzuges, der sich nach NO hin durch den „Kaninchen- 
garten“ und nach kurzer Unterbrechung weiter bis gegen den Wasser- 
gesprenggraben hinzieht, besteht gleichfalls aus Dolomit und Breccien- 
dolomit, welcher wie eine Klippe aus den umgebenden Kreidesandsteinen 
aufragt. Die Bänke verflächen gegen SW mit 50°, Auch der östliche 
Heubergabhang besteht vom Waldrande aufwärts aus Dolomit und 
hellen dolomitischen Kalken, welche zur Zellenkalkbildung geneigt sind. 

Die dermalige Freytagsche Karte läßt, was die Parkfahrwege 
anbelangt, manches zu wünschen übrig, wird jedoch auf Grundlage 
der fürstlichen Forstkarte richtiggestellt werden. Folgt man der Park- 
straße von dem erwähnten Waldwege aus, wo sie sich etwas nach 
abwärts gegen die Lehnwiese hinsenkt, so kommt man, nahe am West- 
ende der genannten Wiese, auf typische Neokommergel, Mergelkalke 
mit Ammonites cf. cryptoceras, über welchen feinkörnige Breccien lagern, 
ganz vom Aussehen der Örbitolinengesteine bei Sittendorf, am Kalk- 
felde. Darüber liegen feinkörnige, grünlichgraue Gosausandsteine, 
Streichen hora 2 (N 15° OÖ), Verflächen gegen O und weiterhin gegen 
W, so daß hier eine flache Antiklinale zu vermuten ist. Eine Strecke 
weiter, am oberen Rande der unteren und oberen Wiese im SSO des 
Triumphbogens befindet sich eine rinnenförmige Aufgrabung im Walde, 
in welcher in der ganzen Erstreckung gegen NO eine Menge von 
losen Crinoidenkalkschollen mit scharfen Kanten und Ecken zutage 
treten. Es sind Reste einer abgebrochenen Parkmauer. Dort, wo die 
Straße nach der ersten (westlichen) Kehre gegen die Mauer, das heißt 
gegen NO hinaufführt, kommt man zunächst wieder auf dolomitische 
Breccien. Gegen die Mauer hin liegt dann darüber ein wohl charak- 
terisiertes Gosaukonglomerat und über diesem ein ganz prächtiges 
Vorkommen von Actaeonellenkalk, eine förmliche Anhäufung von 
Actaeonellen, vergleichbar jenen beim Scharrergraben im Piestingtale. 
Dieselben halten über die östliche Kehre und eine Strecke weit an 
der zum Heubergsattel hinaufführenden Wesestrecke an, wo sie dann 
wieder an Brecciendolomit und Dolomit grenzen. Dieses Vorkommen 
scheint eine größere Verbreitung gegen ONO zu besitzen, da ich später, 
wie oben erwähnt wurde, genau nordöstlich von der Kote 505, westlich 
vom oberen‘ Wirtshause im Wassergesprenge, einen scharfkantigen 
größeren Block von ganz demselben Aussehen, wie nahe der östlichen 
Parkmauer, aufgefunden habe. Diese Actaeonellenkalke, im Parke 
sicher anstehend, waren meines Wissens die ersten Funde anstehender 
Vorkommnisse im Randgebirge und erweckten die Hoffnung, daß es doch 


316 Franz Toula. | [74] 


noch gelingen werde, die Herkunft jener seit langem bekannten Gosau- 
actaeonelleneinschlüsse im Leithakonglomerat am Nordosthange des 
Sonnberges in der Perchtoldsdorfer Gegend feststellen zu können. 
(K.M. Paul 1859, F. Karrer 1868.) Eine Vermutung, die sich, wie 
an anderer Stelle angeführt wurde, bald darauf bewahrheitete. 

Die in Schleifen angelegte Straße zum Sattel im W der obersten 
Heubergkuppe (557 m) wendet sich schließlich gegen NO wieder der 
Parkmauer zu. Kurz vor der Sattelhöhe trifft man rötlichen Kalk über 
hellen, weißaderigen Kalken, welche an gewisse Ausbildungen der 


Kalke der oberen Trias erinnern, und am Nordhange des Heuberg- 
zuges eine Strecke weit anhalten, wie es scheint, überlagert von einem 
rötlichgrauen, sehr feinkörnigen Oolith mit Spuren von Fossilien, 
welche mit den den Lias begleitenden rötlichgrauen Kalken (Jura?) 
im Johannsteinzuge in näherem Verhältnisse stehen dürften. 

Von der obenerwähnten Straßenwendung im Parke unterhalb 
der Ruine Johannstein führt der Weg zum Kreuzsattel. — 
Gleich oberhalb der Crinoidenkalkfelsen von Johannstein beginnen die 
hydraulischen Mergel, welche weit talaufwärts anhalten und entlang 


[75] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 317 


der neuen Fahrstraße am linken Talhange auf weite Strecken schön 
aufgeschlossen sind. Oberhalb der Umfassungsmauer streichen sie 
nach hora 5 und verflächen mit 40% gegen N. Es sind frisch blaugraue 
Kalkmergel mit gelben Ockerflecken, ganz jenen gleichend, wie sie 
im Zementkalkbruche im Flösselgraben auftreten. Sie dürften auch 
stellenweise dieselben Ammoniten und Aptychen, und zwar recht 
häufig enthalten, wovon ich mich mehrfach zu überzeugen Gelegenheit 
hatte. Die Aufschlüsse sind bis an die Stelle zu verfolgen, wo bei 
der Kote 420 m das Seitental gegen NO hinaufführt. Ich verfolgte 
den dichtbewaldeten Graben gegen NNW zum Kreuzsattel. In diesem 
tief eingeschnittenen, nach oben sehr eng werdenden und zuletzt sehr 
steil ansteigenden Graben mit mehreren auffallenden Gefällsbrüchen 
und terrassenartigen Talstufen, einem natürlichen Verbaue gleichend, 
finden sich nur Rollblöcke dolomitischer Natur, welche von den beider- 
seitigen Höhen stammen. Dort, wo der Steilanstieg beginnt, etwa 100 m 
über der Sparbacher Kirche (10 Einheiten des Aneroides), stellen sich 
hellgraue Kalke ein, die vom Osthange stammen, während der West- 
hang immer noch aus Hauptdolomit besteht. Weitere 45 m höher 
kommt man am Osthange an eine klippenartig aufragende Kalkstein- 
felsmauer, ähnlich jener unterhalb des Johannsteinfelsens. Sie besteht 
unten aus rötlichen dichten Kalken, über welchen ausgesprochene 
körnige Crinoidenkalke auftreten, gleichfalls von rötlicher Farbe und 
petrographisch mit den Johannstein-Crinoidenkalken vollkommen über- 
einstimmend (Fig. 30). 

Der anstehende Fels liegt mehrere Meter oberhalb des Graben- 
weges an einem mit lockeren Felssturzmassen überdeckten Hange. 
Der südliche Teil, in mächtige Blöcke aufgelöst, hängt zum Sturze 
bereit an der Wand. Auffallend schien mir, daß sich hier nur rund- 
gliedrige Crinoiden finden ließen, während am Johannstein der Kalk 
geradezu als Pentacrinitenkalk bezeichnet werden könnte. Die rötlichen 
Kalke erinnern an die am Vereinsquellenwege auftretenden (man vgl. 
an der betreffenden Stelle pag. 270). Die Schichten scheinen W—O zu 
streichen und steil (bis 80%) gegen N einzufallen. 

Gleich oberhalb liegt das sogenannte Jakobsbründl an einem 
Steilhange, wo grauschwarze, sehr feinkörnige, fest gebundene Kalke 
vorkommen, das einzige Anzeichen von Bildungen, welche etwa den 
Horizont des Wengener Schichtenkomplexes, der nach Stur hier auf- 
treten soll, andeuten könnte. 


Von Sparbach über den Hegen- und Höppelberg 
nach Neuweg zum Essigmandel und über dasRote Kreuz 
und Wildegg nach Sittendorf. Es sind dies Wege, welche 
zumeist durch dichtbewaldete Gelände führen, wo sich nur recht wenig 
bessere Aufschlüsse finden. 

Zunächst kommt man vom Sparbacher Friedhofe aus über mit 
Wiesen bedeekte, durch Regenrisse hie und da aufgeschlossene Gosau- 
sandsteine und Konglomerate. Die ersteren zum Teil grellrot gefärbt, 
die letzteren mit Einschlüssen von Lias-Crinoidenkalk. Etwa 60 m 
über dem Friedhofe kommt man im Walde über Kalkmergel, welche 
den neokomen Aptychenmergeln ähnlich sind. Ein alter kleiner Stein- 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (F. Toula.) 41 


318 Franz Toula. [76] 


bruch rechts vom Wege an einer Kuppe im Walde zeigt genau nach 
NW verflächende (25°) Gosaukonglomerate, dahinter treten an einem 
Steilanstiege abermals, hier sicher anstehende, gelbliche Mergelkalke 
mit Aptychus cf. Seranonis auf, die an Dolomit und Dolomitbreccien an- 
grenzen (90 m über dem Friedhofe). Etwas höher tritt der Neokom- 
mergel nochmals hervor und fand ich hier (100 m über dem Friedhofe) 
ein Ammonitenbruchstück mit ungemein zarter Streifung (Lytoceras?). 
Auf der Wegstrecke an der O-, NO- und N-Seite des Höppelberges 
steht Dolomit an; auch am Hange gegen den Sparbachgraben hinab. 
Dort, wo der Weg hinabführt gegen die Kote 485 m, kommt man 
wieder auf die Mergelkalke und hydraulische Mergel des Neokom, 
welche in einem kleinen Steinbruche an einer Kuppe im Walde rechts 
vom Wege, kurz vor dem Sattel (Wildegg—Neuweg) schön aufge- 


Fig. 31. 


Aufschluss an der Kuppe im Walde vor dem Neuweg— Wildeggsattel. 


1. Graue Kalkmergel mit, undeutlichen Ammoniten. — 2. und 3. Rötlichbraun gefärbter 

Mergelkalk. — 4. Dünnplattige, lichtrötliche, feste Mergelkalke mit Belemniten 

(schlank und spitz mit elliptischen Querschnitten). — 5. Hellrötlichgraue Mergel- 

kalkbänke mit kleinen Ockerflecken (Bruchstück von Lytoceras sp., Belemniten- 

durchschnitte und Aptychen. Auch runde Crinoidenstielglieder). — 6. Dunkelbraun- 

rote Mergelkalke mit vielen kleinen Aptychen. Feingestreifte Formen. Aptychus cf. 
Seranonis oder Aptychus Beyrichi Gemm. (Viell. Tithon). 


schlossen sind. Die Schichten streichen hora 7 (W—OÖ) und verflächen 
mit 83% gegen N (Fig. 31). 

Am Fahrwege (neu angelegt) zum Neuwegwirtshause, am SO- 
Abhange des Hausberges, zunächst 1. grauschwarze, weißaderige Kalke 
mit kleinen Crinoidenstielgliedern und kleinen Rhynchonellen ; weiter- 
hin 2. dunkelgraue, dichte, mergelige Kalke mit Terebratula sp., einer 
großen Schneckenschale (im Durchschnitte mit gerundeten Umgängen 
und gerundeter Spitze) und einem glatten Pecten; 3. hellgraurötliche, 
dichte, weißaderige Kalke mit Korallendurchschnitten (Lithodendron- 
kalk) mit Avicula cf. contorta und an Holopella alpina erinnernden 
kleinen Gastropoden; 4. grauschwarze, weiß verwitternde Kalke mit 
Waldheimia und Pentacriniten. Auch auf dem oberen Waldwege sind 
diese, wie ich meine, dem Rhät zuzurechnenden Kalke (2—4) zu 


[77] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. #319 


finden, neben hellen Breeciendolomiten des Hausberges. Die unter 1. 
verzeichneten Kalke könnten auch etwas älter sein. 

An dem gelbmarkierten Wege, über die wiesigen Hänge zwischen 
dem Haus- und dem Sulzerberge hinan, gibt es nur Findlingsbrocken von 
einem dunkelfarbigen, sandigen, weißaderigen und braun verwitternden 
Kalke, wie vorher nahe dem Sattel (1). 

Am Waldrande, wo der rotmarkierte Weg den gelben über- 
quert, fand ich hellen dolomitischen Kalk, feinkörnigen Dolomit und 
graubräunlichen, sehr feinkörnigen Crinoidenkalk (wie 1). 

Am grünmarkierten Waldwege fand sich ein grauer Lumachellen 
kalk mit zahlreichen undeutbaren Schalen. Weithin bis zur Essigmandel- 
wiese findet sich leider kein Stein im lehmigen Waldboden. Am Wiesen- 
rande sandigschiefrige Flyschbrocken. Dort, wo der grünmarkierte 
Weg zum Roten Kreuz hinabführt, liegen viele Gruben und Halden 
in grauem, weißaderigen, zum Teil zinnoberrot geflecktem Dolomit, der 
sich gegen Wildegg hinab erstreckt. 

Das Neokom traf ich nur am Schloßbergfelsen in der Form von 
roten, weißaderigen Mergeln und Mergelkalken (Streichen hora 11, 
Verflächen gegen OÖ). Im östlichen Teile der Hänge sind die Gesteine 
Aptychen führend. Aber auch roter Kalk mit Crinoiden tritt auf, der 
den Jurakalken gleicht. 

Bei Sittendorf beging ich die Südränder der Kalkfelshänge 
des Allee- und Höppelberges, das Hochfeld und Kalkfeld, um 
das Vorkommen der Orbitolinengesteine aufzusuchen, ohne daß es 
mir gelungen wäre, dieselben an diesen beiden Randzonen anstehend 
beobachteu zu können. Erst später fand ich sie auf dem Wege gegen 
Sparbach. Die Findlinge, von denen schon Bittner (Verhandl. 1899) 
gesprochen hat, wurden bald gefunden und zwar besonders am 
Nordrande des Kalkfeldes in großer Menge, weniger häufig am Rande 
des Hochfeldes, wo ich unter den Findlingen auch Kalke, einen Sand- 
stein mit Bruchstücken einer faserigen Schale (Inoceramengestein), 
Gosaukonglomerate und einen größeren Brocken eines schönen Biotit- 
granits auffand. 

Am nordwestlichen Rande des Hochfeldes fand ich, in einem 
kleinen Buchenwäldcehen, einen anstehenden Kalksteinfelsen, als steilen 
Südrand einer kleinen wiesigen Terrasse, der sich als ein geradezu 
prächtiges Vorkommen von rhätischem Lithodendronkalke ergab. Man 
hat hier früher einmal Steine gebrochen und an den Abbruchswänden, 
die stark abgewittert erscheinen, zeigen sich, besonders im östlichen 
Teile des Aufschlusses, die Lithodendronäste in schönster Ausbildung 
(Fig. 32). Seltener fand ich Terebrateln (Waldheimia gregaria), Spüri- 
ferina wuncinata, eine schlecht erhaltene Schale von Cardium cf. 
austriacum. (Man vgl. Bittner, 1897. Es sind offenbar die von 
Bittner erwähnten Rhätfelsen.) 

Am Nordrande des Kalkfeldes führt eine Waldfahrstraße gegen den 
Hegenberg hinauf und von dem Sattel nach Sparbach. Im Schotter 
‚dieser Straße liegen die Orbitolinenbreceien mit kleinen schwarzen 
Hornsteinbrocken in Menge herum. Der Gesteinscharakter ist ein von 
dem Vorkommen im Tiergarten verschiedener, der überraschend ähnlich 
ist jenem gewisser, in der „Gosauformation“ oberhalb Perchtoldsdorf 

41° 


320 Franz Toula. [78] 


auftretender, feinkörniger Breceien. Die Angabe der Leute, der Schotter 
sei der großen Schottermasse an der Ausmündung des Engtales unter- 
halb Wildegg entnommen, konnte ich nicht zutreffend finden, da das 
Material der großen Grube auch nicht ein Stück mit Orbitolina er- 
kennen lieb. 

Im Walde nördlich vom Kalkfelde stehen die Rhätkalke gleich- 
falls an. Sie bilden bei einer Wildfutterstelle einen großen Fels, der 
an seiner Nordseite in einem alten Steinbruche aufgeschlossen ist. 
Es sind lichtgraue, dichte Kalke mit weißen Adern, welche im oberen 
Teile deutliche Schichtung erkennen lassen (Streichen hora 2). Hier 
finden sich Lithodendronkalke von ganz ähnlichem Aussehen wie im 
Norden des Hochfeldes. Dahinter, gegen den Hegenberg zu, treten 


Fig. 32. 


Lithodendronkalkfels am Nordwestrande des Hochfeldes bei Sittendorf. 


Zirka 4 m hoch. 


dann Dolomite und Brecciendolomite auf, so daß den Rhätkalken auch 
hier keine sehr große Ausdehnung zukommen dürfte. 

Im östlichen Teile des Kalkfeldes erhebt sich inmitten der Flur 
eine kleine Kuppe, welche an ihrem südlichen Hange aufgeschlossen ist. 

Der Gesteinscharakter ähnelt recht sehr jenem der Blockbreceien 
am Gemeindekogel nächst Gießhübel, nur treten am Kalkfelde auch 
weniger großkörnige Gesteine auf. Hier wie dort finden sich Hornsteine 
vor. Das Material der Breccien besteht aus Kalkbrocken, darunter solchen 
oolithischer Natur, mit vielen undeutlichen Fossilien. Vorherrschend 
scheinen rhätische Gesteine (Kössener Schichten) zu sein, doch finden 
sich auch rötlichgraue Kalke mit schlanken Belemniten, die wohl als 
Juragesteine angesprochen werden dürften. Auch Orbitolinen führende 
Gesteinsbrocken wurden, wenn. auch selten, angetroffen. In einer 
dunklen feinkörnigen Breccie fanden sich sowohl runde Crinoiden- 


[79] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches.. 391 


stielglieder als auch Cidaritenstacheln. Auch eine Deckelklappe einer 
kleinen Zxogyra habe ich hier gesammelt. In mehreren Stücken fand 
ich kleine Seeigel, und zwar ein Stück von Nucleolites cf. Olfiersi, ganz 
ähnlich jenem von Esceragnole (Quenstedt, Echinodermen, Taf. 78, 
Fig. 30) mit tiefer Analfurche, Galerites subuculus wie im Grünsande 
von Essen (Quenstedt, ]. c. Taf. 76, Fig. 37) und Galerites cf. rotula 
(Quenstedt, 1. c. Taf. 76, Fig. 45 von Escragnole). Auch eine Schale 
von Pecten (glatt mit konzentrischen, scharf ausgeprägten Anwachs- 
linien) sowie ein Stück von Janira quadricostata liegen mir vor (Zittel, 
Gosaubivalven, Taf. XVII, Fig. 4) sowie endlich ein anderes mit 
Schalentrümmern von Trichites. —- 

Von hier ging ich über die wiesigen Kuppen (Kote 442 und 455) 
zum Waldwege und nach Sparbach zurück. 

Auf der steil geböschten Wiese sind Findlinge und Lesesteine 
aufgehäuft aus feinkörnigen Konglomeraten und festgebundenen Sand- 
steinen mit Exogyren. Auch typisches Orbitolinengestein findet sich 
darunter. 


Auf dem Wege vom Sparbacher Friedhofe nord- 
westwärts zum Sattel im Norden der Kote 455 kommt 
man über Gosausandsteine auf feinkörnige rote, weißfleckige und graue 
Mergel und rote Sandsteine. Auch rote Konglomerate stehen an 
(Streichen hora 2, am Kopfe stehend). In grauen Quarzsandsteinen mit 
reichlichem kalkigen Bindemittel, in Wasserrissen aufgeschlossen, 
treten auch kleine Orbitolinen (Orbitolina concava) auf. Schwarze 
Quarzeinschlüsse sind nicht selten. An dieser Stelle liegtsonach 
ein anstehendes Vorkommen der Orbitolinengesteine. 
(Etwa 60 m über dem Friedhofe.) -- Am Rande des Waldes stehen die 
roten und grauen Mergelschiefer an und halten an bis zu der schönen 
Waldwiese. Auf dem Wildegger Wege folgen dann im Walde graue, 
weißaderige Mergelkalke mit gelben Ockerflecken, das typische hydrau- 
lische Neokomgestein. Auch feinkörnige gelblichgraue Breccien mit 
Serpula, Ostrea uud Orbitolinen finden sich an der Grenze gegen die 
Rhätkalke am Nordrande des Kalkfeldes. 

Die Findlinge, die man in der Nähe des Sparbacher Friedhofes 
hin und wieder findet, stammen offenbar von oben her, denn bei der 
Tiergartenmauer oberhalb des Schlosses stehen sichere Gosausandsteine 
an, welche hora 5 streichen und mit 800 gegen N einfallen. — 


Vom Heubergsattel auf der Fahrstraße um den 
Höllenstein zum Kreuzbergsattel, und auf dem Tiergartenwege 
von der Jakobsquelle nach Sparbach. Die Straße ist auch 
auf der Generalstabskarte (1:25.000) nicht ganz richtig eingezeichnet. 
Die Krümmung am Sattel liegt kaum 200 Sehritte östlich von der 
„Köhlerhütte“ (fälschlich als „Ruine Kammerstein* auf der General- 
stabskarte; nach einem Führer für die Umgebung von Kaltenleutgeben 
[1895] soll hier die Burg „Schnepfenstein* gestanden haben). Gleich 
links von der Straßenkehre gegen die Köhlerhütte, an der Kuppe, 
liegen alte Steinbrüche in typischem Lias-Crinoidenkalk, in welchen 
zerklüftete Massen mit undeutlicher Bankung anstehen. An dem Birsch- 


299 Franz Toula. [80] 


fahrwege von der Köhlerhütte gegen NNO treten über den typischen 
Crinoidenkalken lichtrötliche, feinkörnige bis dichte Jurakalke auf, 
welche seltene Belemniten und Ammoniten umschließen. Nur ein 
Exemplar der letzteren läßt, obwohl wenig gut erhalten, die Form als 
zur Gruppe des Ammonites (Perisphinctes) convolutus Schloth. (Quenst.) 
gehörig zum mindesten vermuten. Die Einschnürungen sind sehr tief- 
gehend. Auch Perisphinctes curvicosta Opp. (Neumayr, Cephalopoden 
von Balin. Abhandl. d. k. k. geol. R.-A., V., pag. 34, Taf. XII, Fig. 2) 
hat einige Ahnlichkeit, eine Form, welche auch in den Klausschichten 
von Svinica im Banat vorkommt. — An einer Stelle lassen sich die 
Lagerungsverhältnisse gut feststellen: Streichen hora 4, Verflächen 
mit 500 gegen NW. 


An der Fahrstraße selbst sind am Nordhange der Heubergkuppe 
sehr schöne feinkörnige graue Kalkoolithe mit undeutlichen Spuren 
von Fossilien angeschnitten, deren Alter ich nicht sicherzustellen 
vermochte. Sie folgen auf jeden Fall über den Hauptdolomiten des 
Südhanges. Die hellen grauen Kalke, in welchen ich Dachsteinkalk 
vermutete, scheinen das Liegende zu bilden, die rötlichgrauen Jura- 
kalke das Hangende. Die Lias-Crinoidenkalke erscheinen an der 
Straßenkehre nicht angeschnitten, sie liegen etwas nördlicher und sind 
sowohl beim Tore der Tiergartenmauer innerhalb des Parkes als auch 
außerhalb, vor der kleinen Waldwiese („Fockwiese“) links (nördlich) 
von der Straße, gut aufgeschlossen, während auf der rechten Straßen- 
seite, im Parke und außerhalb des Tores, wieder dolomitische Kalke 
und Dolomitbreccien angeschnitten wurden, die auch nach der Fock- 
wiese rechts im Walde anstehen und von Lias-Crinoidenkalken über- 
lagert werden, welche sich bis über den Einbettenberg, und zwar 
bis über die Kote 606 m hinaus verfolgen lassen. Hier sammelte ich 
am Fuße nahe der Straße: Avicula inaequivalvis, Pecten sp. (glatt), 
Lima ef. densicosta Quenst., Terebratula, Rhynchonella, Spirifer cf. alpinus 
Opp., Pentacrinites usw. 

An der Straße vor der großen Schneise gegen den Einbetten- 
berg sind rote (frisch graugrünliche) Hornsteinkalke aufgeschlossen, 
welche an die Liashänge angrenzen und in mürbe, rote, schiefrige 
Mergel mit Konkretionen eingelagert erscheinen. Diese Schichten 
streichen hora 3 und verflächen leicht geneigt gegen NW. Gegen 
Norden treten krümelig zerfallende Mergelschiefer und im Hangenden 
die gelblichgrauen Mergelkalke und Kalkmergel auf, welche ganz und 
gar den hydraulischen Neokommergeln im Flösselgraben gleichen. 


In der Schneise, und zwar auf dem nördlichen Waldrande hinauf 
zur Einsattelung des Einbettenberges (südlich von der Kote 606 m) 
kommt man zunächst über die hellen Neokom-Aptychenmergel und 
etwa 20 m höher auf die rötlichen Mergel und auf hornsteinführende 
graue und rote Mergelkalke. 


Am Sattel stehen graue dolomitische Kalke an. Im Walde nördlich 
von der Kuppe (606 m) kommt man an Lias-Crinoidenkalkfeisen. Auf 
der Vorhöhe des Einbettenberges (Kote 606 m) sammelte ich zahlreiche 
Exemplare von Fhynchonella variabilis Schloth. Darunter findet sich 
ein Stück mit nur einer Rippe im Sinus (Geyer, Brachiopoden der 


[81] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 393 


Hierlatzschichten. Abhandl. d. k.k. geol. R.-A., XV, Taf. IV, Fig. 16) 
und eines mit drei Sinusrippen (Geyer, l.c. Taf. IV, Fig. 19). Eine 
auffallend große, schön gewölbte Lima, mit glatter, ungerippter Schale 
und spitzem Wirbel, wird wohl als Lima gigantea (Quenstedt, Jura, 
S. 77) anzusprechen sein. Am ÖOhre und am Rande lassen sich zarte 
konzentrische Anwachslinien erkennen. Die hellgrauen, dichten bis 
fein kristallinischkörnigen Kalke der Einsattelung enthalten eine Un- 
menge von organischen Einschlüssen, wie an den Abwitterungsflächen 
zu erkennen ist. Bestimmbares konnte ich leider nicht finden. Auf der 
Vorhöhe liegen die lichtrötlichen, dichten Kalke darüber (Jura?). Am 
südlichen Waldrande der Schneise treten unter den Lias-Crinoiden- 
kalken des Einbettenberges gelbliche, sandige Mergel und sehr fein- 
körnige Sandsteine auf (mit Säure nicht brausend), welche verwittert 
feinporöse Hornsteinkerne enthalten. 


Auf dem Sattel zwischen Einbettenberg und dem Höllenstein 
stehen an der Fahrstraße die gelblich ockerfleckigen und gelblich 
verwitternden Mergelkalke des Neokom (den hydraulischen Mergeln 
des Flösselbergsteinbruches ähnlich) an, mit spärlichen Fossilien: 
Aptychen, und zwar meist kleine Exemplare, darunter solche mit 
nach rückwärts auslaufenden Lamellen, ähnlich wie bei Aptychus 
Mortilleti Pict. et Camp. Auch rote Aptychenmergel finden sich. In 
einem grauen Mergel fand sich an dieser Stelle eine Rhynchonella 
mit tiefem Sinus auf der großen Klappe, ähnlich der Ahynchonella 
Moutoniana. Dem Sinus entspricht auf der kleinen Klappe ein scharf- 
kantiges Dach. Auch eine feingestreifte, Hachgedrückte Khynchonella 
wurde aufgefunden. 


Das Neokom fällt gegen eine Überschiebungsfläche ein, an welcher 
dolomitische Triaskalke angrenzen. Weiterhin folgen nun die grauen 
Hauptdolomite der Höllensteinmasse, welche anhalten bis an 
die Straßenbiegung, wo einerseits der Fußweg ins Wassergespreng 
und anderseits der Kammweg zum Kreuzsattel die Straße über- 
queren. 


Auf der linken Seite des Wassergesprengweges, etwas 
unterhalb der Einmündung in die Straße, steht ein Felsrjff an, welches 
aus gegen SW verflächenden, lichtrötlichen und im Norden ausge- 
sprochen rotgefärbten Kalken besteht. Fossilreste sind recht selten, 
doch fand ich Spuren von Crinoiden, Aptychen, ein Ammonitenbruch- 
stück, ein Bruchstück eines Haifischzahnes (vielleicht Oxyrhina). 


Das Gestein gleicht ganz jenem des Jura unterhalb der Vereins- 
quelle, anderseits jenem am Felsen bei der Jakobsquelle. Die Schichten 
scheinen gegen hora 17 (WSW) steil einzufallen. Die Fahrstraße selbst 
verläuft zunächst der großen Wegkrümmung, gegen den Vorderen 
langen Berg zu, in neokomen Mergelkalken, bis zu dem Wege, der 
zur Stierwiese führt. Nach diesem Wege ist die Straße im Walde vor 
der Wiese ähm Huberram in rhätische Gesteine eingeschnitten. Die 
Schichten streichen schräg über die Straße von NW gegen SO (hora 
10) und fallen steil gegen NO ein. 


Es sind graue, dichte, mergelige Kalke und enthalten in einzelnen 
Bänken eine Unmasse von Fossilien, besonders im westlichen Teile 


394 Franz Toula. [82] 


des kurzen Aufschlusses (1, Fig. 33), mergelige Bänke (2), netzaderige 
Kalke (3) und dickbankige, weißaderige Kalke (4) folgen darüber. 
Besonders viele Lithodendren finden sich neben Plicatula intusstriata 
und zahlreichen Exemplaren von Waldheimia gregaria. Es sind sonach 
echte Kössener Schichten. Auf der Hochwiese am Huberram findet 
sich kein Aufschluß. Ein Rhätfindling. Nach der Wiese, an ihrem Ost- 
rande, wurden (Fig. 34) kurzklüftige, hellgraue Kalke (2) angeschniten, 
welche zwischen dolomitischen Kalken (I, 5) auftreten, hora 23 streichen 
und gegen O einfallen. Die Hangendbänke sind feinlöcherig (4) und 
gehen in förmliche Zellenkalke über (5). 


Fig. 33. 


PS, 


Da a | 


Am südlichen Steilhange der Straße, nach der genannten Wiese, 
gegen den Wassergesprenggraben, erheben sich ein paar Felsköpfe 
aus steil stehendem grauen Kalk mit feinen, netzartig verzweigten 
Erosionsrinnen auf den verwitternden Oberflächen. Ein Verhalten, wie 
es die Dolomite nicht zeigen, wohl aber manche dichte Kalke. Am 
Westrande derselben Wiese wurden Dolomite mit einer Einlagerung 
von hellgrauem Kalke angeschnitten. Die Hangendpartien des 
Dolomits sind in zum Teil sehr feinlöcherige Zellendolomite umge- 
wandelt. Hier streichen die flach liegenden Bänke von NNW--SSO, 
mit östlichem Verflächen. 


Dann folgen, von der großen Wiese zwischen Gaisberg und 
Mitterberg an, kurzklüftige Kalke, welche hora 7—8 streichen und steil 
gegen S einfallen (Rhät?) und petrographisch den Kalken der vorher 
erwähnten Felsklippen gleichen. — 


Fig. 54. 


Auf dem grünmarkierten Wege von der Höllensteinhochstraße 
zum Kreuzsattel treten die hellfarbigen mergeligen Kalke und 
Kalkmergel des Neokom auf. Sie streichen hora 3, verflächen mit 
50% gegen N, und sind an dem neuen Fahrwege recht schön aufge- 
schlossen. Hier fand ich einen ansehnlich großen, schlauken Belemniten 
mit stumpfer Spitze und schlankem Phragmoconus. Der Querschnitt 
ist elliptisch, die Anwachstlächen des Rostrums verlaufen an der Spitze 
schön gerundet. Eine sichere Bestimmung kann ich nieht vornehmen. 
Furche ist keine wahrzunehmen. Dürfte in die Gruppe des Belemnites 
semicanaliculatus Bl. aus dem Neokom gehören. Die Verhältnisse an 
der Spitze des Rostrums erinnern an jene bei Belemnites minimus List. 


[83] Geol. Exkursionen im Gebiete des Liesing- und des Mödlingbaches. 325 


Vor dem Kreuzsattel führt der Gehweg schräg über die Schichtenköpfe 
der Neokommergel. — 


Auf dem Wege, der vom Kreuzsattelin den Tiergarten 
(siehe oben) führt, trifft man unter dem Neokom auf dunkle, schiefrig- 
klastische Gesteine, welche hora 3 streichen und mit 40° gegen N 
einfallen, also ganz ähnlich gelagert sind wie das Neokom an der 
vorhin erwähnten großen Biegung der Hochstraße. Auch Neokommergel 
treten noch auf. — 


Vom Kreuzsattel (am rotmarkierten Wege) gegen Nord- 
west bis an die große Wiese auf der Ostseite des Sulzberges, an 
der von D. Stur als Hauptdolomit bezeichneten Strecke, trifft man nur 
an einer Stelle anstehenden rötlichgrauen, hornsteinführender Kalk. 
Sonst nur der weiche Waldboden. Nahe dem Kreuzsattel fand ich 
einen Findling aus grauem Sandstein mit kalkigem Bindemittel. — 


Vom Kreuzsattel gegen den Höllenstein (auf dem 
gelbmarkierten Wege). Uber neokome Mergelkalke hinauf. (Streichen 
hora 5.) Etwa 25 m über dem Kreuzsattel, dort, wo der Weg in der 
Isohypse verläuft, finden sich hellweiße obertriadische Kalke. Etwa 
40 m über dem Kreuzsattel beginnen die diekbankigen Dolomite und 
Brecciendolomite. Die Kuppe besteht daraus. (Höhlenreich). Verflächen 
an einer Felswand (am rotmarkierten Wege) WNW mit 38%. — Beim 
Anstieg zum Höllenstein, nach der Einmündung des gelbmarkierten 
Weges, stehen dunkelgraue, von vielen weißen Spatadern durch- 
schwärmte Kalke an. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (F. Toula.) 42 


396 Franz Toula. [84] 
Inhaltsangabe. 

Einleitung 

I. Literaturübersieht 1817—1W1 . . . . 2. 2 2 2 2 2 20. 


II. Schilderung der Beobachtungen . 
je 
2. 


‚ Gießhübel West und Nord . 


. Vorderbrühl—Liechtenstein— Perchtoldsdorf . . .. . 


‚ Hinterbrühl®und Anninger ZI 


. Sparbacher Tiergarten und Umgebung. . .... 


Talgebiet der reichen Liesing . 


Talgebiet:derndürren! Liesing . abad.bin © „alalı. Tan Air 


Aufschlüsse am Zugberge (259), am . Bierhäuselberge (esı), Kammer- 
stein (262), Graben unterhalb der Waldmühle (263), im Zaintale (264), 
bei der Waldmühle (265), Fischerwiesengraben (265), Flösselgraben (266), 
Kleiner Flössel (266), Vereinsquellengraben (270), Großer Flössel (272), 
Kaltenleutgeben (275), Gaisberg (274), Wallner-, Stier- und Siegelwiese 
(275), Wienergraben (276). 


Gemeindekogel (277), Inzersdorfer el ae Wald (278), Perch- 
toldsdorfer Kardinalwald (279), Kleiner Sattelberg (280), Nackter Sattel- 
berg (280), Großer Sattelberg (280), Tenneberg (281), Finsterer Gang (281), 
Sattelstraße Gießhübel—Sparbach (283). 


‚Oberhalb der „Klausen* (285), Wagnerkogel (286), IGrillenbühel (287), 
die „drei Steine“ (289), der Große Rauchkogel (289), der Kleine Rauch- 
kogel (289), Liechtensteinfels (289). Hügel bei Perchtoldsdorf (291). 


Anningerforst (294), Kiental (296), Anninger, Osthang (2 97), Baytal (298), 
Anningerhöhe (299), Anninger—Buchberg—-Gumpoldskirchen (300), Hinter- 
brühl— Weißenbach (302), Hundskogel (306), Hinterbrühl—Schweizer- 
berg (307), Hinterbrühl — Wassergespreng (308), Gaadener Tertiär- 
becken (309). 


Im Tiergarten (312), Patellinenschichten anstehend (313), Actneeneiikel 
kalk (315), Weg zum Kreuzsattel (316), Sparbach— Neuweg-— Wildegg— 
Sittendorf (317), Hochfeld und Kalkfeid (319), anstehendes Patellinen- 
gestein (321), Heubergsattel, Höllenstein, Kreuzbergsattel—-Sparbach (321), 
Lias am Einbettenberge (322), Jurariff am Einstige in den Wasser- 
gesprenggraben (323), Kössener Schichten an der Hochstraße der Huber- 
ram (324), Kreuzsattelwege (324). 


RR 


285 


. 294 


.'o 


Die Geologie des Gurk- und Görtschitztales. 


Von K. A. Redlich in Leoben. 
Mit 2 Tafeln (Nr. VI und VII) und 3 Zinkotypien im Texte. 


Nordöstlich von Klagenfurt, am Fuße der Saualpe, dort, wo die 
Görtschitz in die Gurk mündet, und letztere die als Krappfeld be- 
kannte Talausweitung bildet, liegt auf einer archäisch - paläozoischen 
Unterlage eine isolierte Scholle mesozoisch - känozoischer Gesteine, 
welche die nördlichsten Absätze der einzelnen von Süden kommenden 
Meeresphasen jener Zeitabschnitte kennzeichnet und durch ihre Mannig- 
faltigkeit schon des öfteren das Interesse der geologischen Forschung 
wachgerufen hat. Während uns jedoch mehrere Schichtglieder ein- 
gehend beschrieben wurden, so zum Beispiel die Trias von Bittner, 
das Eocän von Penecke und Oppenheim und das erratische 
Diluvium von Höfer, fehlte bis jetzt eine zusammenfassende Spezial- 
aufnahme, welche nicht nur der Stratigraphie, sondern vor allem der 
Tektonik des Gebietes gerecht werden sollte. 

Die geologischen Exkursionen, welche meine Vorgänger und ich 
durch mehrere Jahre mit den Hörern der k. k. montanistischen Hoch- 
schule in Leoben in jene Gegend unternahmen, stapelte vor allem 
ein reiches paläontologisches Material auf und bildete die Veranlassung, 
die Ferienmonate 1899 und 1900 zur Spezialaufnahme des östlichen 
Teiles des Blattes Hüttenberg— Eberstein der österreichischen Spezial- 
karte, Zone 18, Col. XI, zu verwenden. 


Literatur. 


1880. H. Höfer. Die Erdbeben Kärntens und deren Stoßlinien. Denkschr. der 
kaiserl. Akad. d. Wissensch., math.-nat, Klasse, XLII. Bd. (I). 

1884. K. A. Penecke. Das Eocän des Krappfeldes in Kärnten. Sitzungsber. der 
kaiserl. Akad. d. Wissensch., math.-nat. Klasse, XC. Bd., I. Abteil. November- 
heft. In dieser Arbeit findet sich auch die ältere Literatur verzeichnet (II). 

1886. F. Toula. Der Bergrücken von Althofen in Kärnten. Verhandl. d. k. k. 
geol. R.-A. 1886, pag. 48 (III). 

18589. A. Bittner. Die Trias von Eberstein und Pölling in Kärnten. Jahrb. d. 
k. k. geoi. R.-A., 49. Bd., pag. 483 (IV). 

1890. A. Bittner. Brachiopoden der alpinen Trias. Abhandl. d. k. k. geol. R.-A,, 
Bd. XIV. (V). 

1891. H. Höfer. Die geologischen Verhältnisse der St. Pauler Berge in Kärnten. 
Sitzungsber. der kaiserl. Akad. d. Wissensch., CIII. Bd., I. Abteil., pag. 467 
(VD). 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (K. A. Redlich.) 49* 


398 K. A. Redlich. [2] 


1894. H. Höfer. Das Ostende des diluvialen Draugletscher in Kärnten. Jahrb. d. 
k. k. geol. R.-A., 44. Bd, pag. 533 (VIJ). 

1900. K. A. Redlich. Die Kreide des Görtschitz- und Gurktales. Jahrb. d. k.k. 
geol. R.-A. 1899, 49. Bd., pag. 653 (VIII). 

1901. P.Oppenheim. Über einige alttertiäre Faunen der österreichisch-ungarischen 
Monarchie. Beiträge zur Paläontologie und Geologie Österreich-Ungarns und 
des Orients, XIII. Bd., Heft III und IV (IX). 

1901. R. Canaval. Das Erzvorkommen am Kulmberg bei St. Veit an der Glan. 
Carinthia II. Klagenfurt (X). 

1902. B. Baumgärtl. Der Erzberg bei Hüttenberg in Kärnten. Jahrb. d. k. k. 
geol. R.-A., 52. Bd., pag. 219 (XJ). 

1903. K. A. Redlich. Der Braunkohlenbergbau Sonnberg in Kärnten. Mineral- 
kohlen Österreichs, herausgeg. vom Komitee des allg. Bergmannstages Wien 
1903 (XI]). d 

1904. A. Rzehak A. und Prever, P. IL. Über einige Nummuliten und Orbitoiden 
von. österreichischen Fundorten. Verhandlungen des naturforschenden Ver- 
eines in Brünn, XLII. Bd., 1903, pag. 190 (XIII). 


Das Grundgebirge. 


Im Osten und Norden wird unser Gebiet umrahmt von archäischen 
Schichten, welche zum größten Teile den Fuß der Saualpe bilden. Es 
sind vor allem Granatglimmerschiefer und Gneise, dazwischen schieben 
sich Lagen und Stöcke von Hornblendeschiefer, Eklogit, Kalk und 
seltener Serpentin ein. Eine nähere Beschreibung dieser Gesteine 
erscheint mir nicht zweckmäßig, da sie nur bei einer monographischen 
Bearbeitung der Saualpe durch ihre richtige Deutung einen bleibenden 
Wert haben könnte. 

Auch die nächsten paläozoischen Glieder sind ja nur kleine 
Ausläufer eines großen Zuges, der von O nach W Kärnten durchzieht. 
Aus dem gleichen Grunde werden daher auch diese nur so weit be- 
schrieben, als sie zum Verständnis unseres Gebietes notwendig sind. 

Diskordant über dem Archäikum folgt eine Gruppe von paläo- 
zoischen Schiefern und Kalken. An der Basis sind die ersteren quarz- 
und feldspatreicher und werden dadurch mehr gneisähnlich ; dies sieht 
man zum Beispiel gut im Westen an der Gipfelpartie des Osselitzen- 
zuges oder in den Seitengräben des nördlichen Görtschitztales. Die 
Hangendpartien sind echte Phyllite, welche großenteils aus Tonschiefern 
entstanden sind und nur dort, wo sie hornblendereicher werden, ur- 
sprüngliche Tuffe gewesen sein dürften. Dies gilt namentlich von der 
Partie östlich von Wieting im Görtschitztal. An vielen Stellen wechsel- 
lagern die Phyllite mit Kalken, welche durch ihre schwarzgrauen, 
gelben und weißen Farbentöne als Bänderkalke bezeichnet werden 
können. Solche Kalke treffen wir vor allem oberhalb St. Johann am 
Brückl gegen den Grabuschgupf zu und am Kriebl in der Nähe von 
Kreug. Hier führen sie Ankerit, Zinkblende und silberhaltigen Blei- 
glanz, welch letzterer des öfteren Gegenstand bergmännischer Tätig- 
keit war!). Das Alter dieser Schichten muß, wenn wir die analogen 
Gesteine in Steiermark zum Vergleich heranziehen, als präkarbonisch 
angesprochen werden. j 


) R. Canaval. Das Erzvorkommen am Kulmberg. Literaturverzeichnis X. 


[3] Die Geologie des Gurk- und Görtschitztales. 329 


Im Hangenden der Phyllitkalkgruppe liegen Diabastuffe, welche 
mit echten Tonschiefern wechsellagern. Es sind die letzten Aus- 
läufer jener Diabaseruptionen, welche im Magdalensberg, bei Miklauz- 
hof und im Ebriachtal bei Eisenkappel ihr Zentrum haben. 

Die namentlich rot und graugrün gefärbten Tonschiefer unter- 
scheiden sich leicht durch ihre matte Färbung von den tiefer liegenden 
Phylliten; da sie mit den Tuffen wechsellagern, mußten beide Glieder 
zusammengefaßt ausgeschieden werden. Über das Alter der Diabastuffe 
sagt schon Höfer! !): „Nachdem !n den verschiedenen Gegenden 
Kärntens, zum Beispiel in Bleiburg, im Gebiete des Eisenhutes und 
bei Eisenkappel, die Diabaseruptionen durchweg in die Karbonzeit 
fallen, wie dies die in den einschließenden Sedimentgesteinen vor- 
kommenden Versteinerungen ganz bestimmt beweisen, so muß ich sie 
auch hier als Karbon und wahrscheinlich Oberkarbon ansprechen.“ 
Phyllite und Diabase lassen sich rund im Kreise in unserem Karten- 
blatte verfolgen und bilden so die Schale für das in sich abgeschlossene 
. Gebiet mesozoischer und känozoischer Gesteine. 


Perm und Trias’). 


Grödener Sandstein und Werfener Schiefer. 


Diese beiden Schichtglieder gehen vollständig ineinander über 
und konnten deshalb bei der Kartierung nicht getrennt werden. Die 
unteren Partien bestehen aus einem roten oder weißen Konglomerat, 
welches häufig zum Sandstein herabsinkt. Schiefer von grünlichgrauer, 
roter und gelbbrauner Farbe schalten sich namentlich nach oben zu 
ein und nehmen durch einen Glimmerbesteg den Charakter der echten 
Werfener Schiefer an. 

Gelbe Rauhwacke ist in dem Hangenden des Komplexes nichts 
seltenes, zum Beispiel im nördlichen Florianigraben. Aus den Werfener 
Schiehten (irrtümlich Carditaschichten) sind nach Brunlechner?) 
bei Eberstein vor Jahren Salzquellen ausgetreten, welche jedoch vom 
Finanzärar verschlagen wurden. 


Kalkstufe. 


Unmittelbar über den Werfener Schichten folgt ein schwarzer, 
weißgeäderter Kalk, der petrographisch vollständig dem Gutensteiner 
Kalke der Nordalpen gleicht. Da er nur 1—2 m stark ist, wird er in 
dem reich kultivierten Terrain nur selten beobachtet; ich fand ihn nur 
südlich von Eberstein oberhalb dem ersten Bahnwächterhause, ferner 


ı) H. Höfer. Die geologischen Verhältnisse der St. Pauler Berge. Literatur- 
verzeichnis VI. 


”) Die stratigraphische Einteilung der Trias unseres Kartenblattes wurde 
1889 von A. Bictner gegeben. Da in diesen Beobachtungen mit Ausnahme einiger 
kleiner Ergänzungen sich nichts geändert hat, bin ich gezwunger, im Text das 
meiste jener Arbeit zu entnehmen. Höfer hat im Jahre 1894, die im SO nächst- 
gelegene Triasscholle von St. Paul (l. c.) beschrieben, welche eine vollständige 
Übereinstimmung mit dem Nachbargebiete zeigt. 

?) Steinsalzquellen in Kärnten. Carinthia 1893, pag. 137. 


330 K. A. Redlich. [4] 


in einem Steinbruche oberhalb Aich, von wo ihn auch schon Toula?) 
erwähnt. Es folgen nun graue dolomitische, fossilere Kalke von geringer 
Mächtigkeit, die das UÜbergangsglied bilden zu der 


unteren Dolomitstufe. 

Der Dolomit ist zuckerig, porös, lichtgrau und zerfällt leicht zu 
Grus. Sehr interessant ist es, daß er an der Nordlehne des Floriani- 
grabens einen grünen Tuff birgt, der den vulkanogenen Gebilden Idrias 
vollständig gleicht. Dieser Tuff würde auf das Niveau der Wengener 
Schichten hinweisen. Bittner fand an der oberen Grenze dieser Stufe, 
südwestlich beim Goltschnigg, in einem kleinen Aufschluß plattige, etwas 
dolomitischmergelige Lagen mit Daonella cf. parthanensis Schafh. Auch 
Höfer erwähnt aus diesem Höhenniveau der St. Pauler Berge blau- 
graue Plattenkalke und vergleicht sie mit den gleichnamigen Schichten 
an der Basis der Raibler Schichten. 


Mergelschieferniveau. 


Grünlichgrauer oder schwarzer Mergelschiefer, der an der Ober- 
fläche in stengelige und scharfkantige Scherben zerfällt, hie und da 
mit sandigen Bänken wechsellagert und eisenschüssige Linsen führt. 
Er bildet einen von NÖ nach SW streichenden kontinuierlichen Zug, 
welcher bei Eberstein beginnt und am Fuße des Odvinskogel südlich 
von St. Georgen am Längsee endet. Der Boden dieses Untergrundes 
zeichnet sich durch große Sterilität aus, ist gewöhnlich von Graswuchs 
fast ganz entblößt, so daß er schon durch seine Farbe, ferner aber 
durch die Neigung, Terrassen innerhalb des festen Hangend- und 
Liegendgesteines zu bilden, ein gut ausscheidbares Glied wird. Nicht 
selten finden sich in ihm Halobienreste, welche Bittner als Halobia 
rugosa Gümb. bestimmte. Gegen oben stellt sich in diesem Mergel- 
schiefer in einzelnen Lagen festeres kalkiges Gestein ein, welches reiche 
Petrefaktenführung aufweist. Bittner sagt darüber: „Man findet 
solche Lagen am Wege von Eberstein über Gutschen gegen Göseling, 
teilweise in losen Stücken, teilweise aber auch anstehend und eine 
dem Markte Eberstein zunächstliegende Stelle jenes Weges ist es, 
an welcher Prof. A. Hofmann zuerst größere Mengen allerdings 
zumeist äußerst schlecht erhaltener Petrefakten aufsammelte. 

Von diesen ließen sich folgende Arten bestimmen: 

Lima af. subpunctata d’Orb. 
Pecten cf. filosus Hauer 
Gervillia Bouwei Hauer 

h angusta Goldf. 
Hoernesia Joannis Austriae Klipst. 
Myoconcha oder Modiola 
Myophoria Whatelleyae Buch. 
Corbis Mellingi Hauer 
Solen caudatus Hauer 
Macrochilus sp.? 


!) F.Toula. Der Bergrücken von Althofen in Kärnten. Literaturverzeichnis III. 


[5] Die Geologie des Gurg--und Görtschitztales. 35] 


In rauhflächig abwitternden, wulstigen, dunklen Kalkplatten fanden 
sich neben einzelnen Korallen auch Brachiopoden, und zwar Spirigera sp. 
und Amphiclina sp. Diese Gesteine gehen endlich in zähe schwarze, 
von Petrefaktentrümmern ganz erfüllte, teilweise groboolithische Lagen 
über, welche von den sehr bekannten Carditagesteinen der Nordalpen 
und der Karawanken nicht zu unterscheiden sind. Cidaritenstacheln 
und Crinoidenstielglieder lassen sich häufiger auf der angewitterten 
Oberfläche erkennen, alles übrige sind undeutliche Reste; durch 
Anschlagen der Stücke erhält man keine besseren Petrefakten; nur 
ein mit zirka 26 runden knopfförmigen Pflasterzähnchen besetztes 
Gaumenstück eines pyenodontenartigen Fisches wäre zu erwähnen. 

Ein zweiter Fundort liegt bei Göseling, am Wege von Watscher- 
kogel gegen den Bauern Garzern. Von dort nennt Bittner aus den 
Plattenkalken: 

Spiriferina gregaria Suess 
. Lipoldi Bittn. 
Amphiclina saginata Bittn. 


Schließlich liegt eine reiche Fundstelle bei Pölling. An dem vom 
Gasselhof zum Zoppelgupf führenden Fußwege findet man, teils im losen 
Gestein (schwarze zähe Kalke), teils in den mergeligen Plattenkalken, 
unter dem Gipfel des vorgenannten Berges zahlreiche Fossilien, von 
welchen sich folgende bestimmen ließen: 


Spiriferina Lipoldi Bittn. 
Pecten alternans Münst. 
Avicula aspera Pichl. 
Myophoria cf. Misanü Tom. 
Nucula Telleri Wöhrm. 


- In der Nähe fand auch Bittner Gervillia angusta Goldf. Die 
hangenden Carditaoolithe findet man auch hier und kann sie weit nach 
NO verfolgen. 


Hauptdolomit. 


Als das landschaftlich auffallendste Glied der Trias muß jener 
hellgraue dolomitische Kalk und Dolomit bezeichnet werden, welcher 
bei Eberstein selbst vom Taleinschnitte durchbrochen wird und der 
von hier aus in den felsigen Kamm des Gutschenberges, Golikogels, 
Pleschitzberges, Zoppelgupfes und der Weißen Wand weiterzieht, 
schließlich in Form einzelner Kogel aus der Ebene des Krappfeldes 
sichtbar wird. An der Basis dieser Dolomite fand Hofrat Höfer süd- 
lich von Pölling in den Kalksteinbrüchen eine Brachiopodenfauna, 
welche später A. Hofmann ausbeutete und Bittner folgendermaßen 
bestimmte: 

Waldheimia af. Damesi Bittn. 
. Aulacothyris sp. 

Spirigera Hofmannı Bittn. 
 Amphielina intermedia Bittn. 


339 K. A, Redlich. [6] 


In den höheren Partien sind Diploporen, Cidaritenkeulen und 
Brachiopodenreste nichts seltenes. 

Eine Zusammenstellung der einzelnen Schichtglieder findet sich 
in der nebenstehenden Tabelle: 


Dolomit mit Gyroporellen, 


Nokiäch Cidarisstacheln etc. 


j Hauptdolomit 
(nach Bittner) | Dolomit mit Brachiopoden, 
Spirigera Hofmanni etc. | 
Obere Oolithische Kalke Carditaschichten 


Trias Mergelkalke mit Cardita 
crenata etc. 


Karnisch Graugrüne und schwarze Raibler Schichten 
Mergelschiefer mit Halobia 
rUJOSAa 
Plattenkalke mit Daonella sp. Plattenkalke 
Dolomit . 
Be. x engener 
Ladinisch Grüne Tuffe Schichten 
Dolomit 
Mittlere 
Trias Dolomitischer Kalk 
Anisisch Share Relk Sn meiBen Gutensteiner Kalk 
Adern 
Gelbe Rauhwacke 
Ya Skytisch Graugrüne und rote Schiefer Werfener 
Trias ; E > \ Schichten 
Feinkörniger Sandstein 


Perm Grödener Sandstein 


Die Kreide. 


Die Kalkmergel und Sandsteine der Kreideformation überlagern 
diskordant die älteren Schichtglieder. Sie setzen den Höhenzug westlich 
vom Görtschitztal, nördlich von der Gutschen, hier den Triaskalk 
überlagernd, bis zum Schölmberg bei Mösel zusammen, wo unter ihnen 
die paläozoischen Phyllite auftauchen. Ferner tritt die Kreide am öst- 
lichen Gehänge des Görtschitztales am Horenberg auf, hier dem Trias- 
kalke aufgelagert, und zieht sich in einem dünnen Streifen mit geringen 
Unterbrechungen bis Ober-Wieting, dort teils die Phyllite, teils die 


[7 Die Geologie des Gurk- und Görtschitztales. 335 


Gneise der Saualpe überlagernd. Sie setzt den Dachberg nördlich 
Silberegg zusammen und reicht bis fast an die Straße von Althofen 
nach Guttaring, wo sie unter das Eocän taucht. Als die östliche Fort- 
setzung dieser Partie können die Gehänge von Althofen, bis zum 
Weinsdorfer Wald reichend, angesehen werden, während im S die als 
Inseln aus dem Diluvialschutte auftauchenden Höhen der Goritzen 
und die Hügel bei Kappel die direkte Verlängerung des Dachberges 
bilden. Aus dem Diluvium des Gurktales ragen noch einzelne kleine 
Erhebungen, wie zum Beispiel der Stammerkogel ect. hervor, welche 
jedoch keine weitere stratigraphische Bedeutung haben. Die große 
Masse ist durch das Eocän und das Diluvium in einzelne Teile aufgelöst. 

Wenn wir im N mit unserer Betrachtung beginnen, so ist es 
vor allem jene Scholle, welche die Gehänge von Althofen bildet und 
durch ihren Fossilreichtum unsere Aufmerksamkeit auf sich lenkt. 
Die Kreide reicht herauf bis in den Weinsdorfer Wald und besteht 


Fig. 1. Kote 613 auf der 

Straße von Frei- 

Weinsdorfer Kapelle am bach zum alten 
Wald. Kalvarienberg. Althofen. Markt. 


Me IN 2 
N 7 N 
ln NN it, N ten 

1 5 
 Jaläoroische Tyklike ee n” Neargellagerr Sygrpamrttondundk 
| % 


became fliniutile Te ne? 
Maßstab: 1:6700. 


hier in ihren Liegendpartien aus Mergelkalken, die jedoch bald aus- 
keilen, so daß die nächsthöheren Schichten, das sind ungeschichtete 
Kalke, direkt auf dem älteren Gebirge lagern. Diese Kalke haben oft 
Stücke ihrer Unterlage in sich aufgenommen, so daß man Brocken 
von Werfener Schiefer, Phillite und Triaskalke in ihnen findet, welche 
oft eine breccienartige Natur der Kalke bedingen. Sie sind nur eine 
fazielle Entwicklung, da sie schon auf kurze Strecken verschwinden 
und von Sandsteinen mit Mergelkalken abgelöst werden. 

Wenn wir das in Fig. 1 gegebene Profil, welches von der Lehne 
des Weinsdorfer Waldes im N direkt nach Althofen im S gezogen 
wurde, ins Auge fassen, so sehen wir, daß die Kreide auf den 
Phylliten, die in steiler Stellung ein Verflächen nach zirka 10 h zeigen, 
ruht. Sie besteht aus Mergelkalken von der Mächtigkeit einiger 
20 m mit südlichem Fallen von 75—80°, darüber folgen die, Kalke, 
welche oft breccienartige und konglomeratische Struktur annehmen. 


Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (K. A. Redlich.) 43 


334 K. A. Redlich. [8] 


In ihnen fanden sich an der Lehne des Weinsdorfer Waldes NW 
vom Fercher, auf dem breiten Waldwege, der zu der Kapelle des 
Kalvarienberges führt: 
Hippurites carinthiacus n. sp. 
x cf. Archiaei Mun. Chalm. 
& colliciatus Woodward 
Sphaerulites angeoides Lap. 
Pecten laevis Nils. 


Auf diesen Kalken folgen Mergelkalkbänke mit Sandsteinein- 
lagerungen, welche, abgesehen von kleinen lokalen Faltungen, in ihrer 
ersten Hälfte immer ein südliches Verflächen zeigen, dann aber 
nach N umbiegen, so daß wir in den Gegenflügel einer Synklinale 
treten. Daß dies richtig ist, sehen wir bald an dem abermaligen 
Auftreten der Hippuritenkalke. Auf ihnen steht die Kapelle des Kal- 
varienberges, nach O zu sind sie wenige Schritte weiter in einem 
alten Steinbruche beim Fercher aufgeschlossen. Es war dies bis jetzt 
der einzige bekannte Fundort von Kreidefossilien und schon Penecke 
zählt eine Reihe derselben }) auf: 

Cliona Duvernai Nart. 
Oyclolites macrostoma Reuss. P. u. Rd. 
Thamnastraea agaricites E. & H. P. u. Rd. 
Montlivoltia sp. 
Rhabdophyllia cf. tenwicosta keuss 
Isastraea sp. 
Latimaeandra sp. 
Cladocera sp. 
Gyrosmilia Edwarsi BReuss 
‚Asterocoenia sp. 
Cidaris cf. vesiculosa Goldf. P. u. Rd. 
Serpula sp. 
Arca sp. (Steinkern, wahrscheinlich Cueullaea 
chiemiensis Gümb.) 
Trigonia sp. 
Plagioptychus sp. (cf. Aguilloni d’Orb.) P. u. Rd. 
Hippurites carinthiacus Redl. 
2 gosaviensis Dowv. 
Sphaerulites angeoides Lap. P. u. Rd. 
h; cf. styriacus Zitt. P. u. Rd. 
Pleurotomaria sp. 
Nerinea Buchi Keferst. P. u. Rd. 
Actaeonella gigantea d’Orb. 


Neu kommen noch zu dieser Fossilliste: 
Hippwurites sulcatus Defr. 
Placosmilie irregularis Beuss 
Leptoria Konincki KReuss 
Gryphaea vesicularis Lam. 


...») Diejenigen Fossilien, welche schon Penecke kannte und von mir am 
gleicheu Fundort gesammelt wurden, sind mit P. und Rd. bezeichnet. 


[9] Die Geologie des Gurk- und Görtschitztales. 335 


Unmittelbar unter den Hippuritenkalken, in dem Hohlwege, stoßen 
wir auf schiefrigsandige Gesteine und graphitische Phyllite paläo- 
zoischen Alters, die in zahlreiche enge Falten geknetet sind. Es 
fehlen also die Liegendmergel der Kreide, welche wir im Weins- 
dorfer Wald angetroffen haben. Weiter das Profil nach S verfolgend, 
treffen wir rote Tone, die dem Eocän angehören und in der ganzen 
(Gegend als das Liegendste desselben bekannt sind. Es sind fluviatile 
Tone, die zum größten Teile wohl aus der Zersetzung der Werfener 
Schiefer, der roten Grödener Sandsteine und der Phyllite entstanden 
sind. Die roten Tone lassen sich bis zu der ersten Kapelle des Kal- 
varienberges verfolgen und bilden auch den Untergrund der westlich 
davon gelegenen Wiesen. 

Wenden wir uns von unserem Profil weiter nach dem Westen, 
so sehen wir, daß sich die Verhältnisse wesentlich zu komplizieren 
beginnen. Schon unterhalb der Kapelle des Kalvarienberges schieben 
sich mürbe, schwarze Kalkschiefer ein. Diese werden gegen Aich 
immer mächtiger, außerdem treten hier schwarze Kalke und rote 
Schiefer auf, Gesteine, die schon Toula!) im Jahre 1886 richtig als 
triadisch erkannt hat. Es ist eine durch zwei N—S und O—W 
streichende Verwerfungen abgeschnittene Triasscholle. 

Im Süden schließt sich an diese eben beschriebenen Schichten 
abermals die Kreide an. Sie ist in ihren tieferen Teilen aus weissen 
Kalken zusammengesetzt, in denen sich schlechte Reste von Rudisten 
fanden. Auf ihnen steht der Markt Althofen. Darüber folgen gebankte 
Mergel, Mergelsandsteine und Mergelkalke mit einem südlichen Ver- 
flächen. I/noceramus Oripsi var. regularis Zittel wurde in diesem Zuge 
auf der Straße nach Silberegg gefunden. 

Die Kreideformation hält nun so lange an, bis sie unter das 
Diluvium des Gurktales sinkt. 

Nach Osten erweitert sich die Kreidesynklinale und nimmt das 
Eocän des Sonnberges in sich auf. Es sind fast durchgehends dünn- 
gebankte Sandsteine und Mergelkalke, die hier die Kreide zusammen- 
setzen. Einzelne Fragmente von /noceramus Cripsi var. typica Zittel 
wurden in den Lesesteinen auf dem Wege zur Wallfahrtskirche 
Mariahilf, zwei Hippuriten (H. carinthiacus n. sp. und H. colliciatus 
Woodiward) in den Feldern unterhalb des Mariahilferberges gesammelt. 

Der wichtigste Fund wurde auf dem Mariahilferberge selbst ge- 
macht; er besteht in einem Pachydiscus neubergicus Hauer und wurde 
in den mergeligen Kalken unterhalb der Kirche gefunden. Da die 
Hippuriten viel tiefer, wenn auch als Lesesteine, vorkamen, die 
Schichten aber ein Fallen nach 11—12 h haben, so können wir mit 
Recht annehmen, daß der Hippuritenhorizont unter dem des Pachy- 
discus neubergicus ruht. 

Vom Mariahilferberg biegen die Schichten gegen das Görtschitz- 
tal immer mehr um, bis sie endlich nahe bei Wieting und beim 
Pemberger Riegel ein fast rein westliches Fallen zeigen. Hier sind 
die Mergelkalke, welche in einzelnen Bänken einen CaCO,;-Gehalt von 


1) Toula. Der Bergrücken von Althofen in Kärnten. Verhandl. d. k. K. 
geol og. R.-A. 1886, pag. 48. 
43* 


336 K. A. Redlich. [10] 


78 Prozent besitzen, infolge reger Zementfabrikation aufgeschlossen. 
Es würde sich wohl noch an vielen Stellen des Görtschitztales lohnen, 
diesem Industriezweige nachzugehen, da hier fast überall die Kreide- 
mergelkalke in derselben guten Qualität vorhanden sind. Auf der 
Bahnstrecke unter dem Pemberger Riegel bei Klein-St. Paul fanden 
sich in den Mergellagen eine Astarte laticostata Desh. und als Lese- 
steine nicht näher bestimmbare Hippuritenreste und weiter nördlich, 
300 Schritte N von der Haltestelle Wieting, an der Waldesgrenze ein 
Inoceramus Oripst var. typiea. 

Ebenso wie im Norden zeigen auch die Fundpunkte des Südens, 
daß die ganze Kreidescholle gleichalterig ist. Bei St. Florian finden 
wir dieselbe Lagerung, die wir schon N von Althofen hervorgehoben 
haben. Auf triadischen Kalken liegen nach N fallende Mergelkalke. 
Diese werdeu von weißen, ungeschichteten Kalken überlagert, welche 
hinter der Kirche von St. Florian infolge ihrer größeren Widerstands- 
kraft gegen die Erosion und Abrasion einen steil abfallenden Felsen 
bilden. Zahlreiche Radioliten konnten hier aufgesammelt werden, leider 
nur ein Hippuritenfragment, das nach seiner äußeren Schalenstruktur 
dem Hippurites colliciatus angehören dürfte. UÜberlagert sind diese 
Kalke wieder von Mergelsandsteinen und Mergelkalken. Einige Kilo- 
meter weiter westlich, beim Eigenbauer in der Gemeinde St. Martin 
am Krappfeld, wurde in nach N fallendem Gestein abermals Hippurites 
colliciatus Woodward und in einer höher gelegenen Sandsteinbank 
Inoceramus Oripsi var. typica Zittel gefunden. Überdies erliegt im Klagen- 
furter Landesmuseum ein Bruchstück eines Hippuriten von demselben 
Fundorte, bei welchem leider nur die Schloßfalte erhalten ist. Diese 
und die äußere Ornamentierung deuten auf den im Jahrb. d. k. k. geol. 
R.-A. 1899 (VIII) beschriebenen Hippurites cf. Archiaci Mun. Ohalm. hin. 

Nicht unerwähnt möchte ich einen Fundort lassen, den ich 
zwar nicht selbst besucht habe, von welchen mir aber ein Hippuriten- 
fragment, ein /noceramus COripsi Mant. und ein Inceramus cf. Cuvieri 
Sow. vorliegt. Er liegt am Schloßweg von Fberstein nach Sittenberg, 
genau an der Formationsgrenze der Trias und der Kreide bei einem 
alten Steinbruche. 

Wie schon in der Einleitung erwähnt wurde, zieht sich auch 
an den Gehängen des linken Ufers der Görtschitz ein dünner Streifen 
Kreide hin, der seinen Anfang am Horenberg nimmt. Dieser bildet 
eine Kette von Hügeln, welche von O nach W streichen. Sie bieten 
schon aus dem Grunde ein größeres geologisches Interesse, da auf 
einem so kleinen Raume fast sämtliche Schichtsysteme unseres Karten- 
blattes vertreten sind. Die östlichsten Ausläufer bei dem Bauer Zaunar 
bestehen aus archäischem Glimmerschiefer. Darüber folgen dünne 
Streifen Phyllite und Grödener Sandstein. Dolomitische Kalke der 
Trias bilden die höchsten Gipfel des Horenberges. An sie und an die 
Grödener Sandstene legen sich erzt die Kreideschichten, welche, 
in mehrere Sättel und Mulden gefaltet, bis in das Görtschitztal 
reichen. 

Hippuritenkalke, die direkt die triadischen Kalke überlagern, 
ragen westlich vom Bauer Kramer in einer Reihe von Felsen in dem 
Taleinschnitte aus den weicheren, hangenden Mergelkalken und Sand- 


[11] Die Geologie des Gurk- und Görtschitztales. 337 


steinen empor. Sie sind reich an Rudisten und anderen Fossilien, die 
folgenden Spezies angehören: 


Hippurites colliciatus Woodward 
sulcatus Defr. 

sp. cf. suleatoides Douv. 
Sphaer ulites angeoides Lam. 
Nerinea buchi Keferst. 


Weiters fanden sich an der südlichen Lehne des Horenberges 
beim Bauer Leimgraber in den Feldern als Lesesteine zahlreiche 
Hippuriten und andere Petrefakten, die ebenfalls leicht als: 


» 


Hippurites carinthiacus n. sp. 
e\ eollieiatus Woodward 
R sulcatus Defr. 
Nautilus sp. 
Lithothamnium turonicum Rothpl. 


bestimmt werden konnten. 

Sie scheinen alle aus einer Bank herausgewittert zu sein, da 
sich hier nirgends massige Kalke finden, vielmehr allgemein eine 
deutlich Schichtung das Gestein durchsetzt, das überdies hier nur 
aus Sandstein und Mergelkalken zu bestehen scheint. Auch sonst 
findet man an zahlreichen Stellen in den Feldern und Steinhaufen 
Rudistenfragmente, ohne daß in der Umgebung die ja leicht ins 
Auge fallenden massigen Kalke anstehen würden. 

Zum Schluß wären noch der Vollständigkeit halber die Fund- 
orte anzuführen, von welchen Penecke einzelne Fossilien kannte. 
Es sind die Kalkmergel auf der Goritzen dei Silberegg, aus welchen 
er ziemlich gut erhaltene /noceramus COripsi Mant. erwähnt. Beim 
Bauer Pemperger fand er eine stark abgerollte Schale von Sphaerulites 
angeoides Lam. An einigen Orten bei Mariahilf, bei Weindorf und auf 
der Guggitz führt der Quarzsandstein wenige, aber ziemlich gut er- 
haltene Fossilien: 

Isastraea sp. 

Thamnastraea sp. 
Radiolites Mortoni Mant. 
Sphaerulites angeoides Lam. 


Die unter dem Namen Chondrites Targionii Brongn. angeführte 
Alge von Fundorten südlich vom Neubauer, nördlich vom Hansl, 
südlich vom Vogelbauer ete.. ist eine äußerst häufige Erscheinung in 
den Mergelsandsteinen. Genaue Fundorte für sie anzugeben, ist nach 
meiner Anssicht nutzlos, da sie erstens auf keinen bestimmten Horizont 
beschränkt ist, vielmehr überall dort, wo die Schichten mehr gebankt 
und sandiger sind, auftritt, und zweitens durch die neueren Unter- 
suchungen vo Fuchs es sich herausgestellt hat, daß diese angebliche 
Alge nichts anderes als eine Kriechspur ist. 

In den Hangendsandsteinen findet man sehr häufig Orbitoiden — 
ich erwähne nur als Fundpunkt den unteren Kirchwaldberg — welche 
Herr Dr. Schubert in Wien mit der Spezies media Arch. aus dem 


338 K. A. Redlich. [12] 


Dordonien vergleicht und als Unterschied nur die Größendimensionen 
angibt. 

Was den lithologischen Charakter der Gesteine der Kreide- 
formation anbelangt, so hat ihn schon Penecke beschrieben und 
ich kann nur wenig Neues hinzufügen. Die überwiegende Haupt- 
masse ist ein gelblichweißer, dünnschichtiger, ebenflächiger Kalk- 
mergel, kalkiger Mergelschiefer oder diekbankiger Mergelkalk, in 
denen häufig Inoceramen auftreten. In einem Steinbruche am rechten 
Talgehänge von Wieting bemerkt man nach Penecke im Mergel 
kleine Kohlenpartikelchen, wie sie vielfach im Flysch der Alpen anf- 
treten. Ebenso hat derselbe Autor Feuersteinknollen, ganz vom Aus- 
sehen der nordischen Kreide, beim Pemberger und schließlich bei 
St. Getraud, unweit Guttaring, wulstige Limonitkonkretionen in den 
Kreideschichten beobachtet. 

Die übrigen Gesteinssorten der Kreideformation treten nur als 
Lagen und Bänke in den Mergeln, namentlich in den tieferen Teilen 
auf. Es sind Kalkbreccien von kleinen bis kirschgroßen eckigen Kalk- 
stückchen, verkittet von einem mergeligkalkigen Bindemittel, welche 
vorzüglich im Süden, wo die Kreide den Triaskalk als Liegendes hat, 
auftreten. Ferner finden wir weiße bis gelbe massige Kalke, die 
manchmal breceienartige Struktur annehmen und zahlreiche Rudisten 
und Korallen führen. Die Hippuriten erscheinen an der Westlehne 
des Horenberges an den Triaskalken unmitteldar befestigt. Schließlich 
gibt es namentlich im Hangenden grob- bis feinkörnige Sandsteine, 
von welchen die ersteren faziell oft die Hippuritenkalke zu ersetzen 
scheinen, dann grobkörnig diekgebankt sind und oft bis faustgroße 
Stücke der älteren Gesteine eingeschlossen haben. Feinkörnige mer- 
gelige Sandsteine sind allenthalben, als Bänke eingeschaltet, zu 
finden. 

Für die nähere Altersbestimmung der Kreide ist vor allem 
Pachydiscus neubergieus Hauer wichtig, da dieser Ammonit allenthalben 
aus dem oberen Kampanien bekannt ist, weshalb die tieferen Partien 
der gleichen Etage zugerechnet werden können. Die Hangendsandsteine 
mit Orbitoides media würden in das Dordonien zu stellen sein. Die 
Hippuriten, die unter dem vorerwähnten Sandsteine liegen und welche 
nach Douville in eine seiner drei Alterniveaux (1. A. gosaviensis, 
2. H. cornuvaceinum und 3. H. collieiatus) zu stellen wären, geben 
bis jetzt nur geringe Anhaltspunkte für eine eventuelle Horizontierung. 
Es stammen zwar H. colliciatus und H. sulcatus aus dem dritten Niveau, 
das auch durch die Anwesenheit des Pachydiscus neubergieus charak- 
terisiert ist, welche Tatsache ich schon in meiner Arbeit des Gurk- 
und Görschitztales (Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1899, pag. 677) hervor- 
gehoben habe, neuere Untersuchungen jedoch ergaben, daß Hippurites 
gosaviensis in Gesellschaft der vorerwähnten Spezies sich findet, so daß 
gerade eines der Hauptleitfossilien (7. gosaviensis) durch alle drei 
Horizonte gehen müßte. Diese Tatsache fand ich auch in Grünbach 
bei Wiener-Neustadt bestätigt, wo in einer Bank unter der Wand 
Hippurites Oppeli, H. gosaviensis und Batolites tirolicus, also Formen 
aus dem ersten (gosaviensis) und aus dem dritten Niveau (H. 2 
B. tirolicus) beisammenliegen. 


[13] Die Geologie des Gurk- und Görtschitztales. 339 


Unsere Kalke, Sandsteine und Mergel sind eine Küstenbildung 
des südlichen Meeres, Sedimente, die in einer Bucht zwischen den 
bereits bestehenden Küsten des alpinen Festlandes abgelagert wurden. 
Wir treffen nur mehr das höchste Senon, während wir, gegen Süden 
vordringend, in immer ältere Schichten kommen, bis wir in Istrien 
und im Karst auf die tiefste Kreide stoßen. Im Norden liegen Strand- 
bildungen, im Süden die Ablagerungen des tiefen Meeres. Wir sehen 
also das Meer zur Kreidezeit immer weitere Flächen bedecken, bis 
es endlich zur Zeit des Senons bis tief in die Alpen eindringt. 


Das Eocän. 


Das Eocän liegt am rechten Ufer des Görtschitzbaches, überlagert 
zum größten Teile die Kreide und transgrediert nur nach dem Norden 
über die paläozoischen Schiefer. Es läßt sich in zwei räumlich ge- 
sonderte Becken teilen, das nördliche des Sonnberges und das südliche, 
welches von dem Fuchsofen bis zum Kleinkogel reicht. Es sind dies 
die letzten Erosionsreste einer einst weit nach dem Süden reichenden 
Bedeckung und die zwischen beiden gelegene Scholle Numulitenkalk 
bei dem Vogelbauer deutet die einst vorhandene Verbindung an. In 
der Beschreibung der Schichtfolge war die von Penecke!) gegebene 
und von Oppenheim?) teilweise korrigierte Einteilung maßgebend, 
nur das Flözgebirge ließ sich nach den neuesten Aufschlüssen 
detaillierter fassen. 


I. Rote, gelbe und weiße Liegendtone (l und 2 des Profils). 


Das Liegende ist gebildet von einem eisenschüssigen, fluviatilen 
Ton oder Lehm, von meistens roter bis gelber, seltener weißer (im 
Bergbau aufgeschlossen) Farbe und eingelagerten, teilweise kon- 
glomerierten Bänken. Die Geschiebe sind größtenteils Phyllit- und 
Quarzbrocken, dem nördlichen Grundgebirge entstammend. Dieser 
Lehm, dessen Verbreitung auf das nördliche Gebiet beschränkt ist 
und in der südlichen Hälfte fehlt, findet als minderwertiges Ziegel- 
material Verwendung. Südlich von Weindorf wurden gelegentlich 
einer Bohrung auf Kohle im Jahre 1889 die roten Tone nach wenigen 
Metern angefahren. 


IL..Das, Flözgebirge?). 


Das Flözgebirge teilt sich in einen bituminösen Ton, der elf 
Schmitzen führt (3) — Kohlenflöz I, dessen Maximalmächtiskeit 2:8 m 
ist, sich auf wenige Millimeter verdrückt und im Durchschnitte mit 


!) A. Penecke. Das Eocän des Krappfeldes. Literaturverzeichnis II. 

2) Oppenheim. Über einige alttertiäre Faunen. Literaturverzeichnis IX. 
3) In den mun folgenden Fossilverzeichnissen sollen die im Laufe der Jahre 
- gelegentlich der Exkursionen der Hörer der montanistischen Hochschule von diesen 
und ihren Führern gesammelten und von Oppenheim in Berlin bestimmten 
Fossilien mit O, die von Penecke beschriebenen dagegen mit P bezeichnet 
werden. Leider konnte ich die Originale Peneckes nicht durchsehen, weshalb 
ich die Bestimmungen aus seiner Arbeit nur referierend wiedergeben kann. 


340 K. A. Redlich. [14] 


1'’4 m angenommen werden kann (4) — Sandstein, welcher üder dem 
Flöz manchmal konglomeriert erscheint, in den höheren Lagen weich 
wird, ja sogar in Schwimmsand übergeht (5) — Mergel (Peneckes 
Modiolamergel) mit folgenden Fossilien: Ostraea sp. (P.) Modiola cf. 
crenella Desh. (P.) und Congeria euchroma Opp. (O.) (6) — Kohlenflöz II, 
Durchschnitt 1 m, mit Brandschiefern, aus welchen Penecke und 
Oppenheim eine Brackwasserfauna beschrieben haben: 


Melanatria Peneckei Opp. (O.) 

A undosa Brong. (P. u. O.) 
Cerithium corrugatum Brong. P. 
Öytheres Lamberti Desh. P. 


Fig. 2 


Göppelschacht an der Straße Ostabhang des 
nach Guttaring. Sonnberges. 


- . - vo E 


c KEE, Y 2 5 
1. Apaläozoische Phyliite, obere hreide, > = 
I Auwiatile,roten. weiße ee, u. 

Tone, 1172) Kalk.(10-1) 


Profil nach der Lage und den Aufscehlüssen des jetzigen Bergbaues westlich 
von Guttaring. 


(Maßstab: 1:5000.) 


Auf den Spalten der Kohle findet sich häufig ein Harz, das 
Höfer!) als Rosthornit .beschrieb (7) — Mergel, ein Kohlenschmitz 
Flöz II, (alte Berichte nennen 4 Flöze) von 4 cm führend (8) — 
Gastropodenmergel (9): kiesreiche feste Mergelsteine, die sehr leicht 
über Tag verwittern und bei diesem Prozeß bis kopfgroße Konkretionen 
zurücklassen. Sowohl in der Verwitterungsmasse als auch in den harten 
kieselreichen Konkretionen findet sich eine reiche Fauna, welche nach 
Penecke-Oppenheim aus folgenden Spezies besteht: 


') H. Höfer. Studien aus Kärnten. I. Rosthornit, ein neues fossiles Harz. 
Neues Jahrb. für Min. etc. 1871, pag. 561. 


[15] Die Geologie des Gurk- und Görtschitztales. 34] 


Nummnlites contorta !) Desh. P. 

Astraea sp. P. 

Serpula (Rotularia) pseudospirulaea Opp. (O.) 
Ostraea roncana Partsch (O.) 

Jlabellula Lam. (O.) 

" Canavali Pen. P. 
Modiola cerenella Desh. P. 

Arca Rosthorni Pen. P. 
Cardita angusti costata Desh. P. 
Lucina Menardi Desh. P. 

& subeireularis Desh. P. 
Uyrena Veronensis Bay. P. 
Öytherea elegantula Desh.? P. 

N tranguilla Desh. P. 
Corbula Lamarcki Desh. P. 

„  semiradiata Pen. P. 
Glyeimeri cf. intermedia Desh. P. 
Psammobia Hoeferi Opp. ©. 
Oultellus grignonensis Desh. P. 
Dentalium nitidum Desh. P. 
Scalaria cf. striatularis Desh. P. 
Turritella Fuchsi Pen. P. 
Keilostoma Rosthorni Pen. P. 
Melanatria Peneckei Opp. O. 

h undosa Brong. O. 
Odostomia Gravesi Desh. P. 
Bulla sulcatina Desh. P. 

„. eylindroides Desh. P. 
Solarium bistriatum Norb. P. 

N cf. bimarginatum Desh. P. 

; plicatum Desh. P. 
Nerita tricarinata Desh. P. u. O. 
Natica Vulcani Brong. P. 

r perusta Brong. P. u. ©. 

„ef. Hamiltonensis Desh. P. 
Naticina Ottiliae Pen. P. u. ©. 
Natica Schafhäuteli Opp. O. 

„.. incompleta Zitt. O. 

„. hybrida Lam. O. 
Cerithium Canavali Pen. P. 
mutabile Desh. P. 
subeanalieulatum Desh. P. 

N pulcherrimum Desh. P. 

r tricarinatum Lam. P. 
Fusus longaevus Desh. P. 


” 


[4 


!) Praver (Literaturverzeichnis XIII) beschreibt von Guttaring Nummulites 
contorta, atacica, Ramondi, subramondi, mamilla, Leymerici und placentula, Ortho- 
phragmina pratti, nummulitica und dispania. Seine Foraminiferenliste deckt sich 
nur zum kleinsten Teil mit der von Oppenheim und Penecke. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (K. A. Redlich.) 44 


342 K. A. Redlich. [16] 


Ancillaria buecinoides Desh. P. 
Voluta erenulata Lam, P. 
Krabbenreste. P. 


Ebenso wie der rote fluviatile Ton fehlt in dem südlichen Becken 
das tiefere Flöz; es ist nur eines vorhanden, das auf einem weichen 
Sandstein ruht (vielleicht mit Nr. 5 zu vergleichen) und überlagert 
wird von dem Gastropodenmergel. 


Il. Nummulitenmergel (10) und Kalk (11). 


An der Basis der Nummulitenkalke liegen Nummulitenmergel 
mit folgender Fauna: 


Orthophragmina Pratti Michelin. O. 
Operculina Karreri Pen. P. 
Orbitoides complanata Lam. P. u. O. 
Nummulites perforata d’Orb. P. 
ee Lucasana d’Orb. P. u. O. 
x contorta Desh. P. 
f exponens Sow. P. 


f laevigata Lam. O. 
e Guettardi d’Arch. O. 
ß atacica Leym = biarritzensis d’ Arch. O. 


5 granulosa d’Arch. ©. 
Cidaris cf. mespilum Desh. P. 
Natica Vulcani Brong. P. 
Cerithium Canavali Pen. P. 
Nautilus Seelandi Pen. P. 


Diese Mergel sind sehr gut im Norden des Fuchsofen bei dem 
Bauerngute Pemberger aufgeschlossen. In seinen obersten Partien findet 
sich eine Sandschichte, welche namentlich Echiniden führt: 


Echinanthus tumidus Ag. P. 

Linthia scaraboides Laube P. 
er 

Echinolampas sp. O. 


Die Nummulitenkalke, welche nun folgen, sind anfangs nur Bänke, 
werden aber bald massige ungeschichtete Kalke, die namentlich im 
Süden in den Mergeln auf dem Fuchsofen Kleinkogel durch ihre 
steil abfallenden weißen Wände auffallend wirken. Sie bergen folgende 
Fauna: 

Alveolina longa Oz. P. u. O. 
Orbitolies complanata Lam. P. 
Nummnlites complanata Lam. P. u. ©. 


- perforata d’Orb. P. 

e contorta Desh. ©. 

e atacica — biarritzensis d’ Arch. O. 
N Lamarcki d’Arch. O. 


a Murchisoni Brunn O. 
o exponens Sow. P. 


[17] Die Geologie des Gurk- und Görtschitztales. 343 


Maeandrina cf. filigrana Lam. P. 
Trochosmilia sp. P. 

Uyphosoma sp. P. 

Conoeclypeus conoideus Lam. P. 

4 anachoreta Ag. 0. 
llarionia sp. O. 
Pyrina sp. P. 

Echinolampas Suesst Laube P. u. O. 
Pygorhynchus Mayeri Lor. P. 
Linthia sp. O. 

Macropneustes Deshayesi Ag. P. 
Serpula (Rotularia) pseudospirulaea Opp. O. 
Terebratula Hoeferi Opp. O. 

Ostraea rarilamella Desh. P. 
Spondylus asiaticus d’Arch. P. u. O. 
Pecten sp. P. 

Lima sp. P. 

Pectunculus pulvinatus Lam P. u. O. 
Crassatella cf. scutellaria Desh. P. 
Isocardia sp. P. 

Cardium gratum Defr. O. 

Teredo (Kuphus) giganteus Lam. P. 
Olavilithes longaevus Lam. O. 

Natica sp. 

Velates Schmideliana Chem. P. u. O. 
Ovula gigantea Münst. P. 


Anschließend an die Beschreibung der alttertiären Ablagerungen 
möge auch mit wenigen Worten des Kohlenbergbaues am Sonnberg 
nächst Guttaring gedacht werden. 

Das Hauptstreichen der Flötze ist Ost— West, das Verflächen in 
den höheren Horizonten 35°, gegen die Tiefe wird es immer flacher, 
im fünfzigsten Meter der Tonlage liegt es zirka 20 m fast flach, senkt 
sich jedoch nochmals auf eine kurze Strecke mit 25° und erreicht 
erst dann das Muldentiefste. Eigentümliche Auswaschungen und Ver- 
schneidungen charakterisieren dasselbe. Gegen Westen nähern sich 
die beiden Hauptflöze und stellen sich in dem Südflügel steil auf. 
Die Synklinale des Osten nimmt im Nordwest eine Antiklinale auf, 
die sich durch ein lappenförmiges Eingreifen der roten Tone schon 
in der Natur kenntlich macht. 

Der Bergbau datiert vom Jahre 1773; bis 1839 wurde namentlich 
Alaun und Vitriol erzeugt. Die längste Zeit ging er im Westen um und 
erst seit zirka 40 Jahren wurde er auf den östlichen Platz verlegt. 

Der Sonnberg besitzt zwei Doppelmaße und 27 Ferdinandäische 
Grubenmaße. Der Haupteinbau ist der Richardstollen mit einer Länge 
von 360 m. -’ 

Durch einen 55 m langen Querschlag in das Liegende wurde 
vom Richardstollen aus das zweite Flöz angefahren und 130 m, 
bis es sich an einer Querverwerfung (Hauptverwurf) verdrückte, 
streichend ausgerichtet. 

44* 


344 K. A. Redlich. [18] 


Der Abbau ist ein Pfeilerbau; die vorgerichteten Pfeiler werden 
teils schwebend, teils streichend verhaut. Die leeren Räume werden 
entweder versetzt oder zu Bruche gelassen. 

Die Wetterführung ist eine natürliche. 

Die Kohle wird übertags mit einem Schüttelrätter im Hand- 
betrieb sortiert. 

Der Personalstand Ende 1902 war 25 Mann und 1 Betriebsleiter. 

Die Förderung betrug im Jahre: 1900: 21.686 q, 1901: 32.391 p, 
1902: 32.184 q. 

Der Sortenfall belief sich auf 10 Prozent Stückkohle, 20 Prozent 
Würfelkohle, 25 Prozent Nuß- und Grobgrieß, 15 Prozent Feingrieß I 
und 30 Prozent Feingrieß II und Lösche. 


Die von dem kais. kön. Technologischen Gewerbemuseum aus- 
geführte Analyse ergab in lufttrockener Kohle folgendes Resultat: 


Prozent 
AVassermminm ee Net. 
WW asserstoi®®., WIMMRIUN AM 3:94 
Kohlenstol '. .. nn. az 
Gesamter Schwefel . . . 426 
Asche sahne ee 
Sauerstoff und Stickstoff . 12:30 


Der Wärmeeffekt beträgt im lufttrockenen Zustande 4657 Kalorien, 
im getrockneten Zustande 5469 Kalorien. 

Penecke scheidet auf der Spitze des Sonnberges als jüngstes 
Eocän Variolariussandstein mit N. variolarius Lam aus. Wegen des 
kleinen Umfanges dieses Vorkommens — es umfaßt nur wenige Schritte 
im Durchmesser — und wegen der Unsicherheit der Bestimmung 
wurde es auf der Karte nicht zum Ausdruck gebracht. 

Sehr intertssant ist das Vorkommen der Nummulitenkalke beim 
Vogelbauer, einer Stelle, die in der Mitte zwischen Sonnberg und 
Fuchsofen-Kleinkogel sich befindet. Ein kleiner Erosionsrest liegt hier 
direkt auf der Kreide und beweist, daß das Meer zur Zeit der Ab- 
lagerung der Kalke über das ältere Eocän transgredierte. Daraus 
erklären sich auch die Mißerfolge der Schurfversuche im südlichen 
Teile des Kleinkogels, da an dieser Stelle eben nur der oberste Teil 
des Eocäns entwickelt ist, das Flöz aber nur gegen die Mitte der 
Mulde zu treffen ist. Penecke vergleicht die Fauna von Guttaring 
mit der von Ronca und hält beide für gleichalterig. Oppenheim sagt 
dazu folgendes): „Dies wäre nicht unmöglich, denn die faunistischen - 
Beziehungen sind allerdings sehr ausgesprochen. Wenn man indessen 
ins Auge faßt, daß sich Formen wie Nummulites laevigatus und atacicus 
noch in den oberen Nummulitenkalken des Kleinkogels finden neben 
dem in der Schweiz in tieferen Nummulitenhorizonten auftretenden 
Conoclypeus anachoreta Ag., daß zudem die unteren Modiolamergel 
am Sonnberg eine so überraschende faunistische und petrographische 


') P. Oppenheim. Über einige alttertiäre Faunen (Lit.-Verz. IX), pag. 156. 


[19] Die Geologie des Gurk- und Görtschitztales. 345 


Analogie mit denjenigen des Mt. Pulli!) zeigen, so wird man wohl 
nicht fehlgehen, wenn man in der Nummulitenformation von Guttaring 
auch die unteren Horizonte des Vicentino ausschließlich der Spilecco- 
stufe mit vertreten sieht. 

Wir hätten es also hier mit den oberen Horizonten des Unter- 
eocäns und einem Teile des Mitteleocäns zu tun. 


Das Diluvium. 


Die jüngsten Ablagerungen sind diluviale Tone und Schotter, 
welche namentlich die weite Ebene des Krappfeldes bedecken. Das 
eigentliche Erraticum besteht aus den letzten Moränenzungen des 
vom Norden kommenden Mur- und des vom Süden herabziehenden 
Draugletschers. Der erstere ist vertreten durch kleine Reste un- 
geschichteter Schotter in der Nähe des Gurkdurchbruches bei Hirt 
und gleichartiger Blöcke auf Kote 900 des Deinsberges. Das Ende 
des Draugletschers, das nur zum kleinsten Teile in unser Aufpahmsblatt 
fällt, wurde seinerzeit von Höfer?) beschrieben. Die Einzeichnung 
der Grenzen entstammt dieser Arbeit. Alle übrigen Schottermassen 
wurden wegen ihrer Schichtung von mir als fluviatil angenommen, 
eine weitere Gliederung war in dem beschränkten Gebiete nicht 
möglich. 

Mächtige Schuttmassen bedecken nicht nur das ganze Krappfeld, 
sondern reichen auch in ansehnliche Höhen hinauf; ich erwähne nur 
den Dachberg (Kote 690), Dobranberg (Kose 3508). Eine auffallende 
Erscheinung ist das häufige Auftreten von rotem Raibler Porphyr und 
Melaphyr neben den Geröllen der Zentralalpen und den umliegenden 
Bergen. Nach Penecke befinden sich im Kärntner Landesmuseum 
vom Krappfeld ein Backenzahn von Klephas primigenius und eine 
unförmige, sehr große und dicke Knochenplatte, die als einem Cetaceen 
zugehörig gedeutet wurde. Weiters berichtet derselbe Autor von 
jungmiocänen kohlenführenden Süßwasserschichten und vergleicht sie 
mit den Ablagerungen von Keutschach und Liescha in Kärnten. Ich 
möchte diese blaugrauen Tone, welche keine Flöze, wohl aber ligni- 
tisierte Baumstämme führen, eher für eine interglaziale Ablagerung 
als für jungtertiär halten. Sie liegen stets unter dem diluvialen Schutte 
und führen manchmal Schotterbänke. Namentlich der innige Zusammen- 
hang der Hangend- und Liegendschichten, ferner aber der Umstand, 
daß die in nächster Nähe befindlichen tertiären Ablagerungen des 
Lavanttales eine ganz andere Zusammensetzung zeigen, läßt mich ver- 
muten, daß wir es mit jüngeren Sedimenten zu tun haben. Aufgeschlossen 
sind diese Lehme zwischen Stobersdorf und Dirnfeld, einerseits durch 
einen Ziegelbruch, anderseits durch das Bett der Gurk, ferner bei 
Silberegg, östlich im Walde und nördlich am Dachberg; an diesen 
Orten lagern wegen der daselbst gefundenen lignitisierten Baumstämme 
hoffnungslose Freischürfe. Schließlich erwähnt Penecke im Görtschitz- 


) P. Oppenheim. Die eocäne Fauna des Mt. Pulli bei Valdagno in 
Vicentino. Zeitsch. d. Deutsch. geol. Gesellschaft 1394, pag. 309. 
2) H. Höfer. Das Ostende des Draugletschers, 1. c. Lit.-Verz. VII. 


346 K. A. Redlich. [20] 


tal in der Nähe von Klein-St. Paul einen weiteren Fundpunkt, von 
welchem er eine Helix registriert. Da diese Tone überall von 
Schotter üderlagert werden, konnten sie in der Karte nicht zur Aus- 
scheidung gelangen. 


Der Aufbau des Gebietes. 


Wie schon in der Einleitung hervorgehoben wurde, ruht mulden- 
artig auf einer paläozoischen Unterlage eine Scholle mesozoischer und 
känozoischer Gesteine. Ein Blick auf das durch das ganze Gebiet 
gegebene Profil lehrt uns, daß wir es mit einer großen Synklinale 
zu tun haben, deren Sedimente in einem sehr alten paläozoischen 
Senkungsgebiete ruhen. Im Osten wird diese Bucht durch den Fuß der 
Saualpe, oder besser gesagt, durch den großen N—S streichenden, 
von Höfer nach dem Görtschitztal benannten Verwurf, begrenzt. Daß 
hier eine Störung vorliegt, sieht man schon daraus, daß der Ostflügel 
fast ausschließlich aus archäischen Gesteinen besteht und nur in der 
Tiefe sich jüngere Sedimente anlagern, während das Westtrum am 
anderen Ufer Trias, Kreide und Eocän trägt. Verfolgen wir das Tal 
von Süd nach Nord, so können wir vor allem südlich von Eberstein 
Verwerfer und verworfenes Trum direkt beobachten. Es stoßen die 
Werfener Schichten und unteren Dolomite (untere Trias) an die 
Halobienschiefer und oberen Dolomite (obere Trias). Nach N gegen 
den Horenberg komplizieren sich die Verhältnisse, die Verwerfung 
geht von Eberstein nach”NO gegen die Schmelzöfen — in der Natur 
schon durch die Talsenke und das Fehlen jüngerer Gesteine am jen- 
seitigen Ufer ausgedrückt — und dürfte wahrscheinlich von hier über 
den Rücken in das nächste Quertal gegen Klein-St. Paul streichen, so 
von der Geraden abweichend und ein kleines Stück des linken Ufer 
mitnehmend. Die plötzliche Verschmälerung des Diabastuffes und 
(Grödener Sandsteines östlich vom Horenberg deutet wahrscheinlich 
den Verlauf der tektonischen Störung an. Daß die Verbindungsstrecke 
Eberstein—Klein-St. Paul im Tale selbst einer Störung entspricht, 
ist wahrscheinlich, läßt sich jedoch im Felde nicht entscheiden, 
da obere Trias und Kreide auf das jenseitige Ufer gleichmäßig 
fortstreichen. Zwischen St. Paul und Wieting sehen wir im Süden 
die unteren Dolomite an die paläozoischen Phyllite sich anlegen, 
es fehlen hier die Grödener Sandsteine und Werfener Schiefer, im 
Norden, am anderen Ufer finden wir Phyllite und Kreide in unmittel- 
barer Nachbarschaft. Uber Mösel hinaus läßt sich die Störung nicht 
verfolgen, da an beiden Ufern gleichalterige Gesteine liegen. 

Der Norden, Westen und Südrand unseres Gebietes wird be- 
grenzt von den paläozoischen Phylliten und Diabasen. Perm und Trias 
bilden auf dieser Basis einen geschlossenen Kranz, der nur durch die 
überlagernden jüngeren Sedimente ein wenig verwischt wird, trotz- 
dem lassen sich beide Glieder im Kreise ringsum verfolgen, wenn sie 
auch im Norden bedeutend schmäler zu sein scheinen, wie in dem 
breiten, südlichen permotriadischen Gürtel. Während der Jura und 
unteren Kreidezeit scheint unsere Bucht trocken gelegen zu sein, es 


7 


[21] Die Geologie des Gurk- und Görtschitztales, 347 
folgen sofort diskordant die Küstenbildungen der oberen Kreide. Bis 
hierher herrscht eine vollständige Übereinstimmung mit den westlich 
‚gelegenen, von Höfer beschriebenen St. Pauler Bergen, der strati- 
graphische Unterschied beginnt mit dem Eocän. Während die Erosions- 
reste desselben als die nördlichst vorgeschobensten Punkte der süd- 
alpinen Ablagerungen dieser Zeit sich in unserem Gebiete vorfinden, 
im Osten dagegen fehlen, sehen wir umgekehrt zur Miocänzeit das 
Lavanttal vom Meere ergriffen werden, ohne daß dasselbe das Görtschitz- 
und Gurktal erreicht hätte. 

Bei der Begrenzung der Sedimentärscholle haben wir bereits die 
Hauptstörungslinie, den von N nach S gehenden Görtschitztalverwurf 
beschrieben. (Siehe Fig. 3.) Außer diesem können wir noch folgende 
Verwerfungen beobachten. Im Süden liegt das stark gestörte Gebiet 


Fig. 3. 
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des Watscher Kogels und Zoppelgupfes. Nördlich von Göseling streicht 
eine Verwerfung SW—NO gegen die Spitze des Watscher Kogels, hier 
mit einer zweiten NW—SO gehenden scharend. Der durch diese beiden 
Sehnittlinien entstandene Zwickel zeigt eine Verschiebung nach O, 
was man am besten an dem Grödener Sandsteine bei dem Bauern 
Garzern im Florianigraben sehen kann. 

In zwei Staffeln sinken nun Halobienschiefer und obere Dolomite 
gegen den Zop»elgupf zu. Die eine Störung dürfte in die Diluvialebene 
in der Richtung des Schlosses Hoch-Osterwitz weiter streichen, als 
sicher kann dies von jener gelten, welche unterhalb des Gipfels des 
Zoppelgupfes aufsetzt und durch die Wände der Weißen Wand charak- 


terisiert ist. 


348 K. A. Redlich. [22] 


Auf dieser Linie stehen fast senkrecht erstens die zwei Zwickel- 
verwerfungen am südlichen Fuße des Odvinskogel, welche zur Folge 
gehabt haben, daß der Grödener Sandstein in Dreieckform stehen 
geblieben ist, zweitens eine Verwerfung, welche durch den Gurk- 
durchbruch zwischen Pölling und Windischberg einerseits und Weiße 
Wand-—-Unterpassering anderseits in ihrer Richtung bestimmt und 
durch das Auftreten der Halobienschiefer bei Unterpassering bezeugt 
wird, und schließlich die dritte am SO-Fuße des Zoppelgupfes nach 
21h 5‘ streichend und in die Diluvialebene hinausreichend. 

Wenn wir die zwei letzteren durch eine Gerade mit jenen Zwickel- 
verwerfungen verbinden, welche bei Althofen den kleinen Horst von 
Werfener Schiefer und unteren Triaskalken gebildet haben, so finden 
wir einen Anhaltspunkt für die Wahrscheinlichkeit eines Krappfeld- 
verwurfes, dessen weitere Folge die Ausfüllung der Senke mit jüngsten 
Sedimenten gewesen wäre. 

Eine Zusammenstellung der Störungen unseres Gebietes und des 
von Höfer studierten westlichen Nachbarterrains (Fig. 3) ergibt, daß 
der größte Teil von N nach S streicht, fast senkrecht stehend auf der 
Linie Klagenfurt—Bleiburg. Ergänzt wird diese Beobachtung durch 
die von Höfer in seinen „Erdbeben Kärntens“ aufgestellte St. Veiter 
Bebenlinie. 


Dr. K. A. Redlich: Zur Geologie des Gurk- und Görtschitztales. Tafel VI. 


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Profil durch die Berge der Westlehne des Görtschitztales. 


Jahrbuch der k. k. geologischen Reichsanstalt, Band LV, 1905. 
Verlag der k.k. geologischen Reichsanstalt, Wien, IIT., Rasumofskygasse 23. 


Trias und Perm 


Kristalline Schiefer 


Phyllit 


Diabastuff 


Grödener Sandstein und 


Werfener Schiefer 


Ramsau-Dolomit 


Halobienschiefer 


Hauptdolomit 


z—_——— 


Verwerfungen 
(nachweisbare u. vermutete) 


# 


Mafsstab 1:75.000 


4000m 500 0 1 2 3 u 5 6 7 B 


Lissılitı I - l 4 — . + — + T— —- 


T T T T in 
1000 500 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000 8000 3000 10900 Schritte 


K.u.k. militär-geographisches Institut. 
Vervielfältigung vorbehalten 


Jahrbuch der k. k. Geologischen Reichsanstalt, Band LV, 1905. 


Verlag der k. k. Geologischen Reichsanstalt, Wien, IH., Rasumoffskygasse 23. 


Tafel VI 


Mergel und Sandstein 
der Kreide 


22] 


Hippuritenkalk 


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Rote fluviatile Tone 


Flötzgebirge 


Nummulitenkalk 


Diluvium 
1 fluviatil, 2 erratisch 


Alluvium 


Be 


Fallrichtungen 


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Über einige Erzlagerstätten in der Umgebung 
der Stangalpe. 


Von W. A. Humphrey aus York, England. 


Mit zwei Tafeln (Nr. VIII und IX) und einer Zinkotypie im Text. 


- 


Literatur. 


Hacquet. Reise durch die norischen Alpen. Nürnberg 1791. 


G. Tunner. Geognostische Beschreibung der Gegend von Gmünd in Oberkärnten, 
1829. 


Ami Boue. Apercu sur la constitution geologique des provinces illyriennes. M&m. 
de la societe geologique de France. 1835. T. II, Part 1. 


Unger. Über ein Lager vorweltlicher Pflanzen auf der Stangalpe in Steiermark. 
Steierische Zeitschrift 1840. 

— Verzeichnis der Pflanzenreste der Stangalpe. Ebenda 1841. 

J. Senitza. Über den südlichen Eisensteinzug der Alpen. Mont. Jahrbuch 1841, 100. 


Merian. Über das Vorkommen älterer Formationen in den östlichen Alpen. Mont. 
Jahrbuch 1844. 


F. Rolle. Ergebnisse der geognostischen Untersuchung des südwestlichen Teiles 
von Obersteiermark (dritter Teil). Jahrbuch d. k. k. geol R.-A. 1834, 363. 


K. Peters. Bericht über die geologische Aufnahme in Kärnten. Jahrbuch d. k. k. 
geol. R.-A. 1855, 523, 883 und 907. 

— Die kristallinischen Gebirge der Umgebung von Villach, Radenthein und Krems- 
alpe. Jahrbuch d. k. k. geol. R.-A. 1855, 175. 


Vinzenz Pichler. Die Umgebung von Turrach in Obersteiermark in geognostischer 
Beziehung mit besonderer Berücksichtigung der Stangalpener Anthrazitformation. 
Jahrbuch d. k. k. geol. R.-A. 1858, 185. 


K. R. von Hauer. Über das Verhältnis der Brennwerte der fossilen Kohlen in 
der österreichischen Monarchie zu ihrem Formationsalter. Jahrbuch d.k. k. 
geol. R.-A. 1863. 


Graf C. Sternberg. Flora der Vorwelt. Band II, Tab. XXII, Fig. 2. 


A. v. Morlots. Geologische Übersichtskarte der nordöstlichen Alpen und die Er- 
läuterungen dazu. 


Verfasser unbekannt. Fragment zur mineralogischen und botanischen Ge- 
schichte Steiermarks und Kärntens (Klagenfurt u. Laibach 1783. Erstes Stück). 


Hörhager. Über titanhaltiges Holzkohlenroheisen von Turrach in Obersteiermark. 
Österr. Zeitschrift für Berg- und Hüttenwesen 1904, Nr. 43. 


Höfer. Die Mineralien Kärntens. 
Brunlechner. Die Mineralien des Herzogtums Kärnten. 1884. 
E. Hatle. Mineralien des Herzogtums Steiermark. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (W. A. Humphrey.) 45 


350 W. A. Humphrey. [2] 


Einleitung. 


Durch das freundliche Entgegenkommen von Herrn Oberbergrat 
Dr. R. Canaval in Klagenfurt wurde ich auf eine Reihe 
interessanter Erzvorkommnisse in der an der Grenze von Steier- 
mark, Salzburg und Kärnten liegenden Stangalpe aufmerksam 
gemacht, welche sich um den Königstuhl (Karlnock) gruppieren. 
Von diesen Vorkommnissen ist allerdings nur noch das auf dem 
steirischen Anteile liegende Gebiet von Turrach in Betrieb, während 
jene im oberen Bundschuhtal, im Schönfeld auf der Salzburger 
Seite seit etwa einem Jahre auflässig sind und jene von Innerkrems 
in Oberkärnten schon eine größere Reihe von Jahren ruhen. (Siehe 
Übersichtskarte Taf. Nr. VIII.) 

Der erste Bericht über dieses Gebiet ist von Hacquet ge- 
schrieben, der dasselbe bereiste und im Jahre 1791 in seiner Reise 
durch die Norischen Alpen beschrieben hat. Eine handschriftliche 
Skizze von G. Tunner über die Gegend vom Jahre 1829 wurde 
mir von Herrn Öberbergrat Canaval freundlichst zur Verfügung 
gestellt. Dieser Bericht umfaßt eine geognostische Beschreibung der 
Gegend und eine kurze Notiz über die Bergwerke zulnnerkrems. 

Der erste, welcher das Gebiet ausführlich und wissenschaftlich 
untersucht hat, war Ami Boue&, der im Jahre 1835 einen geologischen 
Bericht darüber: „Apercu sur la constitution geologique des provinces 
illyriennes“ veröffentlichte. 

Unger setzte die Arbeit Boue&s fort, indem er sich haupt- 
sächlich mit den Pflanzenresten der Anthrazitformation der Stangalpe 
beschäftigte. 1840 erschien sein Bericht über ein Lager vorweltlicher 
Pflanzen auf der Stangalpe in Steiermark und ein Verzeichnis der 
Pflanzenreste der Stangalpe. 1841 schrieb Senitza über den südlichen 
Eisensteinzug der Alpen, wo die Bergwerke zu Innerkrems beschrieben 
wurden. 

Erst 1853 —1854 wurde das Gebiet im Auftrage der k. k. geo- 
logischen Reichsanstalt geologisch aufgenommen, und zwar die süd- 
westlichen Teile Steiermarks von F. Rolle und D. Stur, die 
auch den südöstlichen Teil Salzburgs aufnahmen, während Ober- 
kärnten von K. Peters bearbeitet wurde. Rolles Ergebnisse der 
geognostischen Untersuchung des südwestlichen Teiles von Ober- 
steiermark, dessen dritter Teil sich hauptsächlich mit der Umgebung 
von Turrach beschäftigt, erschienen im folgenden Jahre. Im Jahre 
1855 kam dann der Bericht über die geologische Aufnahme Kärntens 
von Peters. Diese beiden bilden die Grundlage für alle späteren _ 
Arbeiten in der Gegend. 

„Die Umgebung von Turrach“ etc. von Vinzenz Pichler, eine 
Fortsetzung der Berichte Rolles und Peters’ erschien 1858. 

Außer diesen in der Hauptsache an die Offentlichkeit gelangten 
Studien lagen mir eine Reihe handschriftlicher Berichte vor über die 
Gruben im Schönfeld und die Gesteine der Gegend sowohl wie der- 
jenigen von Turrach von Josef Hörhager, welche zwischen 
1870—1876 niedergeschrieben und mir von dessen Neffen, Herrn 


[3] Über einige Erzlagerstätten in der Umgebung der Stangalpe. 351 


Ingenieur Josef Hörhager jun. in Turrach, freundlichst zur Ver- 
fügung gestellt wurden. Neueres über dieses Gebiet ist mir nicht 
bekannt geworden, außer einer Arbeit. „Über titanhaltiges Holzkohlen- 
roheisen von Turrach in Obersteiermark“ von Josef Hörhager jun., 
welche 1904 erschienen ist. 

Die mikroskopische Untersuchung der Gesteine wurde in München 
im petrographischen Seminar der Universität ausgeführt, wo die Ge- 
steine und Dünnschliffe niedergelegt sind. 


Geologische Übersicht. 


Den. besten Überblick über die topographischen Verhältnisse 
des Gebietes bietet der Königstuhl, der die Ecke zwischen Steier- 
mark, Salzburg und Kärnten bildet. An seinen mächtigen Ab- 
hängen entspringen die Bäche, die sich in den Haupttälern unseres 
Gebietes zu Flüssen sammeln, und zwar in nordöstlicher Richtung 
der Nesselgraben mit den Turracher Eisenerzen, gegen Norden 
der Bundschuhgraben, welche beide in das Murtal münden. 
Vom Königstuhl westwärts ziehen sich der Kremsbach und der 
Leobenbach, die sich in die reißende Lieser ergießen. In bezug 
auf die Ausdehnung des zu beschreibenden Gebietes sei bemerkt, 
daß dasselbe sich in einer Länge von zirka 30 km von Turrach 
im Nesselgraben aus in westsüdwestlicher Richtung zur Mündung 
des Radlgrabensin dasLiesertal südlich vonGmünd erstreckt. 
Die größte Breite des Gebietes stellt die zirka 10 km betragende 
Entfernung von Innerkrems bis zu den Bockalpen dar. 

Weitaus das hauptsächlichste anstehende Gestein des Gebietes 
ist Glimmerschiefer von sehr wechselnder Beschaffenheit; sein 
Fallen ist im allgemeinen 25—35° nach Süden. Granitische In- 
jektionsgänge sind an mehreren Stellen im Glimmerschiefer zu 
beobachten und letzterer wechselt auch mit Gneis ab, dessen 
Mächtigkeit aber gegen den Glimmerschiefer zurücktritt. Kalke und 
Dolomite überlagern diese Gesteine an mehreren Stellen, bald in 
vereinzelten Bänken, bald in lang aushaltenden und teilweise recht 
mächtigen Zügen. Direkt über dem Kalke findet sich wieder Glimmer- 
schiefer, welcher dem unteren Schiefer von Vinzenz Pichler 
entspricht. Manchmal fehlt dieser Schiefer und dann ist der Kalk 
direkt von einem mächtigen Konglomerat überlagert, welches die 
Hauptmasse des Königstuhles und der nebenliegenden Gebirge 
bildet und dann sich allmählich gegen Südost und Südwest in langen 
Zungen auskeilt. Im Hangenden des Konglomerates findet man noch- 
mals Schiefer von ähnlicher Beschaffenheit wie diejenigen im Liegenden 
desselben. Petrographisch sind die beiden nicht von einander zu unter- 
scheiden und,beim Fehlen des Konglomerats weiter südöstlich ist es 
unmöglich, die Grenze zwischen ihnen zu ziehen. Die Profilskizze 
Tafel VIII, Fig.2 vom Rinsennock nördlich bis zum Geigernock 
wird die Übersicht erleichtern. Das Profil schneidet quer durch das 
auskeilende Konglomerat. 

45* 


352 W. A. Humphrey. [4] 


Petrographische Beschaffenheit der Gesteine. 
Gneis. 


Der Gneis, welcher mit dem Glimmerschiefer wechsel- 
lagert, pflegt im allgemeinen sehr quarzreich sein und zeigt eine 
ausgesprochen gebänderte Struktur, oft mit starker Verbiegung nnd 
Faltung. Ein typischer Augengneis, allerdings mit kleinen Feld- 
spataugen, steht auf dem Abhange des oberen Kremsgrabens an. 
Er besteht aus einem feinkörnigen, etwas kataklastischen Quarz- 
agsgregat, mit deutlich ausgeprägter Augenstruktur, wobei die Augen 
größtenteils aus einer perthitischen Durchwaschung von Orthoklas 
und Plagioklas zusammengesetzt sind. Albit in klar durchsichtigen 
Körnern zusammen mit Oligoklas, welcher im allgemeinen sehr 
viel Glimmereinschlüsse enthält, kommt in selbständigen Individuen vor. 
Bänder von Muskovitlamellen mit kleinen Biotitindividuen 
durchziehen das Gestein, während größere Kristalle von Biotit, oft 
mit Muskovit verwachsen, vereinzelt in beliebiger Lage vorkommen. 
Dazu kommen stark rissige Granaten, zum Teil in Menge zusam- 
mengehäuft, etwas Apatit und Titanit sowie Rostflecken, wohl 
durch ausgewitterten Schwefelkies entstanden. In nicht geringer 
Menge trifft man Rutil und Zirkon, auch Partien von Mikro- 
pegmatit, Chloritmembranen etc. Andere Varietäten zeigen 
besser ausgesprochene Bänderstruktur. 

Eine besonders benierkenswerte Ausbildung ist die Einlagerung 
von Gneis an der Straße Leoben-Kremsbruck, zumal hier 
alle Übergänge zum Glimmerschiefer zu beobachten sind. Das Ge- 
stein besteht aus herrschendem Quarz mit wasserklarem Albit, 
der von massenhaften Muskovitblättchen durchsetzt ist, neben 
Oligoklas und Orthoklas, wobei vorherrschend aus Quarz be- 
stehende Bänder durch Muskovitmembranen von solchen aus Feldspat 
abgetrennt werden. Das Gestein ist ungemein stark kataklastisch. 


Glimmerschiefer. 


Wie erwähnt, bildet das Liegende der gesamten Serie ein 
glänzender Glimmerschiefer, welcher in Farbe und Beschaffenheit 
ein sehr wechselndes Bild darbietet. Die Farbe variiert von grünlich- 
weiß durch alle Nuancen bis dunkelgrün, so daß die Gesteine manch- 
mal einem Chloritschiefer ähnlich sehen. Oder er erscheint braun 
durch reicheren Biotitgehalt. Mit der Zunahme des Quarzes 


wird das Gestein gneisartig und die Wechsellagerung von Glimmer- 


schiefer, welcher überall mehr oder weniger von Quarzadern 
durchsetzt ist, und Gneisist eine charakteristische Eigentümlichkeit 
des Gebietes. | 

Der Glimmerschiefer führt lokal bedeutende granitische 
Einlagerungen, im allgemeinen parallel der Schichtung angeordnet 
und von sehr wechselnder Mächtigkeit. An der Landstraße von Gmünd 
nach Kremsbruck trifft man mehrere solcher Bänder, von welchen 


[5] Über einige Erzlagerstätten in der Umgebung der Stangalpe. 353 


dasjenige kurz oberhalb Eisentrattens links ein charakteristisches 
Beispiel bildet. Diese Einlagerung ist ziemlich mächtig und erscheint 
makroskopisch granitisch mit untergeordneter Parallelstruktur. U. d. 
M. fällt vor allem auf, daß die Struktur sehr undeutlich und ungemein 
kataklastisch ist. Quarz, Orthoklas und Biotit, letzterer manch- 
mal verwachsen mit Muskovit, sind die Hauptgemengteile. Der 
Biotit enthält Einschlüsse von Granat, Epidot und Kalkspat in wech- 
selnder Menge und zeigt etwas parallele Anordnung. Dazu kommen 
reichlich große Kristalle von Granat, von Zirkon- und Quarzein- 
schlüssen erfüllt. Kleine Individuen von Zoisit, Zirkon, Titanit, 
Magneteisen und etwas Apatit sind auch vorhanden. Am Kontakt 
dieses in der Hauptsache granitischen Gesteines mit dem Glimmer- 
schiefer ist letzterer von Quarzadern durchsetzt; schmale Bänder von 
Quarz und Glimmer wechseln rasch miteinander und lassen das Ge- 
stein oft recht gneisartig erscheinen. 

Der Glimmerschiefer zeigt u. d. M. eine wechselnde Be- 
schaffenheit, namentlich in den Verhältnissen der Hauptbestandteile. 
Ein Gestein zum Beispiel von Dornbach bei Gmünd besteht vor- 
herrschend aus ungemein intensiv kataklastischen Bändern von 
Quarz, welche durch feinschuppige Membranen von Muskovit mit 
etwas Chlorit abgetrennt sind. Magneteisen, Zirkon, große 
Kristalle von Apatit, sehr viel Rutil und etwas Titanit sind neben 
einem konstanten Gehalt an Turmalin die Nebengemengteile, zu 
denen in wechselnder Menge Körner und Kristalle rhomboedrischer, 
wenig lammellierter Karbonate treten. Partien derselben enthalten 
massenhafte Quarzeinschlüsse. Der Hauptbestandteil des Gesteines 
bleibt immer der Quarz, dazu tritt noch manchmal Feldspat. 

Gerade oberhalb Kremsbruck, auf dem Wege nach Inner- 
krems, bevor man die zweite Brücke über den Kremsbach erreicht, 
steht eine Felswand, welche aus etwas abweichendem Granat- 
glimmerschiefer besteht. Hier ist das Gestein vorherrschend aus 
einem schuppigen Aggregat von Muskovit und Biotit zusammen- 
gesetzt, wobei die parallele Struktur wenig deutlich ist und die Größe 
der Schuppen sehr stark wechselt. Stellenweise ist fast nur Glimmer 
vorhanden, manchmal aber tritt dazu etwas Quarz in unregelmäßigen 
Körnern, welcher fast nicht kataklastisch ist. Neben dem farblosen 
Muskovit und dem dunkelbraunen Biotit sind größere Partien von 
Chlorit mit pleochroitischen Höfen um Zirkon zu beobachten. 
Zahlreiche große, ungemein rissige Granaten, teilweise chloritisiert, 
enthalten massenhaft Einschlüsse von kleinen schwarzen Täfelchen, 
welche Graphit sein dürften und die auch sonst das ganze Gestein 
imprägnieren. Außerdem trifft man größere schwarze, offenbar zum 
Titaneisen gehörige Individuen, welche stellenweise Leukoxen- 
bildung zeigen, ferner Titanit, ziemlich viel Zirkon in kleinen 
Kriställchen, Magneteisen und etwas Rutil. Im Radlgraben 
kommt ein Schiefer vor, in welchem Kalkspat eine ziemlich be- 
deutende Rolle spielt. Das Gestein besteht vorherrschend aus Quarz- 
körnern, zwischen denen der Kalkspat als Bindemittel vortritt, 
ferner kommt dieser in großen Haufen durcheinandergewachsener 
Individuen zwischen den Quarzpartien und endlich als feiner Staub 


354 W. A. Humphrey. [6] 


vor, der das Ganze überdeckt. In größerer Anzahl trifft man auch 
Nester von augenartigem Querschnitt, die aber auch zu eigentlichen 
Bändern werden und vorherrschend aus Kalkspat und Glimmer 
bestehen. Die braungrünlichen oder farblosen Glimmer bilden ab- 
getrennte Lagen, in denen sich massenhaft Epidot, ferner Rutil, 
Titaneisen und Schwefelkies finden. In dem Quarzaggregat ist 
auch Feldspat in einigen Körnern vorhanden. 


Eine andere Varietät, von Vinzenz Pichler als kristallinikehee 
Tonschiefer bezeichnet, findet sich bei Turrach zwischen dem 
sroßen Kalkzug und dem Gneis und läßt sich ziemlich weit nach 
Osten verfolgen. Er gehört zu dem untersten Glimmerschiefer 
und besteht u. d. M. aus wenig kataklastischen gerundeten Quarz- 
körnern, welche von Sericit umgeben sind und das Bild einer 
echten Sandsteinstruktur zeigen. Der Sericit ist oft durch 
verwitterten Schwefelkies rostig oder von einem graphitähnlichen 
Staube erfüllt. Daneben finden sich größere Muskovitblättchen, 
welche vereinzelt und auch in Bändern angeordnet sind. Rutil findet 
sich in Menge; ferner erkennt man Zirkon, Apatit und einige 
Individuen von grünlichgrauem Turmalin. 


Verfolgt man den Radlgraben aufwärts, so kommt man, etwa 
zwei Stunden von der Mündung entfernt, auf einen kleinen Wiesen- 
boden, wo am linken Ufer des Baches der Steinbruchgraben 
die hohe Felswand durchbricht. Diesen Riß in dem Abhange verfolgt 
man bis über die Baumgrenze, wendet sich dann aus dem Graben 
links und kommt, dem rotmarkierten Wege folgend in etwa einer 
halben Stunde an eine schroffe Wand, an welcher der Kontakt zwischen 
schmalen Granitgängen mit einem Serpentinstock auf- 
geschlossen ist. Der Serpentin ist normaler Antigoritserpentin 
mit etwas Magneteisen, Karbonat und Talk. Wenn man von 
dem Serpentin aus gegen den Granit geht, folgen sich auf- 
einander fast schwarzer Glimmerschiefer, dann Chlorit- 
schiefer, welcher allmählich durch Zunahme an Strahlstein in 
ein Strahlsteinaggregat übergeht, und Talkschiefer mit 
Ubergängen in Glimmerschiefer. Schließlich kommen die 
granitischen Gänge und der Gneis. Gerade vor der Felswand 
auf dem Boden fand ich einige pegmatitartige Gesteine, 
welche größere Biotitblättchen von mehreren Zentimetern 
Durchmesser aufwiesen. Von demselben Orte stammen einige Spalt- 
blättehen von Biotit von fast einem Dezimeter Durchmesser, die ich 
in der Sammlung eines Försters sah; leider habe ich dieselben an- 
stehend nicht finden können. 


Erwähnungswert ist ferner noch ein dunkelgrüner Schiefer aus 
dem Leobengraben, der in schmalen Bändern wechsellagernd 
mit Gneis auftritt und in dem makroskopisch parallel angeordnete 
Feldspatkristalle und Biotitblättchen zu erkennen sind 
und der u. d. M. den normalen Typus zentralalpiner Grün- 
schiefer aufweist. Es hat den Charakter eines metamorphischen 
basischen Eruptivgesteines. 


[7] Über einige Erzlagerstätten in der Umgebung der Stangalpe. 355 


Phyllit. 


Der Hauptzug des Kalkes wird wieder von Phylliten kon- 
kordant überlagert, dem „unteren Schiefer“ von V. Pichler, 
über dem sehr wechselnd aussehende Konglomerate die Masse 
der Stangalpe bilden. Stellenweise fehlt der Schiefer und das 
Konglomerat liegt dann direkt auf dem Kalke. Über das Kon- 
gslomerat folgt dann wieder ein dem Liegenden äußerst ähnlicher 
Phyllit, den V. Pichler als „oberen Schiefer“ bezeichnet hat. 

Diese phyllitischen Gesteine sind auch recht wechselnd, bald 
glimmerreich, bald fast tonschieferähnlich, manchmal 
deutlich cehloritisch. Dazwischen kommen sandsteinartige 
Schichten vor und all diese Bildungen greifen so ineinander, daß 
die einzelnen nicht getrennt werden können. Südwestlich und süd- 
östlich von Königstuhl keilt sich das Konglomerat allmählich 
zwischen den Phylliten aus und dann ist es unmöglich, eine scharfe 
Grenze zwischen denselben zu ziehen. 

Petrographisch sind es echte Phyllite, in denen stark kata- 
klastische Quarzlager von Membranen von lichtem Glimmer und 
Chlorit durchzogen werden. Die akzesssorischen Mineralien sind die 
&ewöhnlichen, besonders reichlich ist lokal der Turmalin vertreten. 
Dazu kommen kleine Nester von Granat, wenig Feldspat und 
Karbonate, stellenweise der Schieferung parallel angeordneter 
feiner Staub ist vielleicht Graphit. 


Konglomerat. 


Das im allgemeinen sehr mächtige Konglomerat hat wiederum 
recht wechselnde Beschaffenheit, bald herrschen große Gerölle in 
einem spärlichen, kieseligen und etwas serieitischen Zement vor, unter 
welchen am häufigsten weiße Quarzgerölle zu beobachten sind, 
neben Bruchstücken von Grünschiefer, Glimmerschiefer ete. 
Andernteils nimmt es direkt sandsteinartige Beschaffenheit an. Es 
ist gewöhnlich deutlich geschichtet und setzt so die Hauptmasse der 
Königstuhl, Sauereggnock und die Gebirgskette zwischen 
Steiermark und Salzburg bis zur Reisecke zusammen. 

Ein Gestein von mittlerer Beschaffenheit von der Nähe des 
Turracher Sees zeigt im Dünnschliffe vorherrschend langgezogene, 
stark kataklastische Quarzkörner mit wenig Albit, der von 
Glimmereinschlüssen erfüllt ist. Bänder von Muskovit und 
Chlorit mit Magneteisen, Quarz und Kalkspat trennen die 
einzelnen Lagen, zwischen denen Chloritoid in unregelmäßigen 
Aggregaten, Zoisit und Epidot in fleckigen Partien sowie einzelne 
Kristalle von Schwefelkies und Turmalin zu erkennen sind. 
In dem Konglomerat kommen in verhältnismäßig schmalen 
Schichten sc'rwarze Tonschiefer vor, die massenhaft karbo- 
nische Pflanzenreste enthalten, durch welche das Alter der 
Schichten sicher festgestellt ist. Dieselben sind von Unger ausführ- 
lich beschrieben worden. Hier finden sich auch die bekannten 
Anthrazitlager der Stangalpe, welche fast graphitähnliches 


356 W. A. Humphrey. [8] 


Aussehen haben. Bemerkenswert ist, daß man da, wo Pflanzenreste 
in Menge gefunden worden sind, keine Anthrazitlager findet und um- 
gekehrt die Anthrazitlager wenig oder gar keine Pflanzenreste führen. 
Das größte Lager befindet sich bei Brandl, wo der Anthrazit in 
großen Linsen vorkommt. Bald nimmt die Mächtigkeit zu, bald keilt 
das Lager fast aus, dann schwillt es noch einmal an. 


Kalk und Dolomit. 


In allen Teilen des Gebietes finden sich Kalkstein und 
Dolomit, manchmal in gewaltigen Zügen, welche sich kilometerweit 
verfolgen lassen, manchmal in vereinzelten Massen von beschränkterer 
Ausdehnung. Diese sind von früheren Geologen in zwei Teile getrennt 
worden. Der große Kalkzug, welcher mit wenigen Unterbrechungen 
von Fladnitz über Turrach und Krems südlich bis über den 
Leobengraben streicht, wurde dem Karbon zugezählt, wegen 
seiner zweifellosen Verbindung mit dem hangenden Konglomerat, das 
durch die eingelagerten Kräuterschiefer bestimmt ist. Die 
übrigen hat man mit dem liegenden Glimmerschiefer und 
Gneis zu anderen Formationen gerechnet. Die bedeutendste Kalk- 
ablagerung zieht sich über Turrach hin und enthält die wertvollen 
Eisenerze von Turrach, Schönfeld und Innerkrems. Nach 
der Aufnahme von Rolle, mit dem Peters und Pichler über- 
einstimmen, bildet dieselbe eine flache Mulde, welche konkordant 
auf Glimmerschiefer und Gneis liegt. Bei Dornbach liegt 
Dolomit konkordant auf dem Glimmerschiefer. 

Das Einfallen wechselt von 15° bis 60° und, ist im allgemeinen 
südlich gerichtet; die südwestliche Ausdehnung des Zuges hat eine 
Verflächung, welche sich mehr gegen Osten neigt. Überall aber 
entspricht das Fallen des Gneises und Glimmerschiefers demjenigen 
des darüberliegenden Kalksteines. Dieser Kalkzug zeigt an verschie- 
denen Stellen ziemlich abweichende Beschaffenheit. Dolomit und 
Kalkstein folgen unregelmäßig in allen Farben von dunkelblaugrau 
bis zu reinem Weiß aufeinander. Dazu treten Massen von gelblicher 
und etwas rötlicher Farbe, welche wahrscheinlich von Verwitterung 
herrührt. 

Die Struktur des Kalkes ist mehr kristallinisch als 
dieht. Die am tiefsten liegenden Schichten desselben enthalten 
die vorhererwähnten Erze, welche in Turrach noch auf Eisen 
ausgebeutet werden. Der Kalk im Hangenden des Erzlagers ist 
gewöhnlich bläulich und von etwas kristallinischer Struktur. U. d.M. 
besteht er zum größten Teile aus feinkörnigem Kalkspat, welcher 
intensive Mörtelstruktur aufweist. Die größeren Kalkspatkörner 
sind ungemein reich an stark deformierten Zwillingslamellen und von 
unregelmäßigen Adern durchzogen, welche von dunklem Staub erfüllt 
sind. Auch vereinzelte winzige Quarzkörner sind eingeschlossen, 
welche aber nur ausnahmsweise kataklastisch sind. Als Liegendes 
und als Zwischenmittel kommt gewöhnlich gelber Dolomit vor, 
welcher etwas dichter aussieht als der blaue Kalk im Hangenden. 
Manchmal ist er stark desaggregiert und hat stellenweise ein mehliges 


NL 


[9] Über einige Erzlagerstätten in der Umgebung der Stangalpe. 357 


Aussehen. Diese oft ganz lehmartigen Partien erscheinen nur in 
unregelmäßigen Streifen und Butzen. Oft ist dieser Dolomit mit 
Schwefelkies und Magnetitkörnern durchsetzt. U. d. M. sieht man, 
daß er aus stark kataklastischen Dolomitkörnern mit deutlicher 
Zwillingslamellierung besteht, wobei die Mörtelstruktur sehr deutlich 
hervortritt. Grünlichgelber Glimmer und etwas Chlorit treten in kleiner 
Menge hinzu. 

Wie schon gesagt, gehen Kalk und Dolomit überall ineinander 
über und wechseln verhältnismäßig rasch, dabei ist zu bemerken, 
daß in denjenigen Gruben, wo das Erz zum größten Teile aus Eisen- 
spat besteht, fast immer Dolomit herrscht, wie in Altenberg und 
Neuberg, wo Liegendes und Zwischenmittel Dolomit sind, während 
im Hangenden der Erzlager Kalke auftreten. Wo aber der Braun- 
eisenstein aus Schwefelkies hervorgegangen ist und wenig Spat- 
eisen vorkommt, wie in der Grünleiten, trifft man fast aus- 
schließlich Kalk. 

Wie schon erwähnt, finden sich auch vereinzelt kleinere Kalk- 
und Dolomitbänke. So findet sich bei Dornbach eine Dolomitmasse, 
die auf beiden Seiten des Maltatales zu beobachten ist. Hier hat 
auch eine Verwerfung stattgefunden, welche 40 bis 50 m beträgt. 
Dieser Dolomit ist rein weiß, äußerst splittrig, und etwas dicht. 
U. d. M. zeigt sich, daß feinkörnige Lagen mit gröberkörnigen stark 
verzahnten abwechseln; erstere, ohne Zwillingslamellen, bestehen aus 
Dolomit, letztere vermutlich aus Kalkspat. Aber auch in den 
dolomitischen Lagen sind einzelne größere stark bestaubte Kalk- 
spatkörner vorhanden, die vermutlich weitgehend umgewandelte 
Crinoidenreste darstellen. Dieser Dolomit weicht in seiner 
Beschaffenheit und rein weißen Farbe etwas von den übrigen Kalk- 
und Dolomitzügen der Gegend ab, welche im allgemeinen gelbliche 
oder bläuliche Farbe aufweisen und eine etwas gröber kristallinische 
Struktur besitzen. 

Ähnliche Bänke, die aber die Phyllite überlagern, kommen 
südlich von Turrach vor. Erwähnenswert dürfte eine Bank sein, 
die in Verbindung mit dem alten „Kupferbau* vorkommt. Sie 
steht ebenso vereinzelt da wie die bei Dornbach und geht teil- 
weise in fast reinen Magnesit über, wie Analysen die nLeoben 
gemacht sind, erwiesen haaben; auch große Eisenspatpartien 
kommen zwischen diesem Dolomit und dem Phyllit vor. 


Die Erzlagerstätten. 


Weitaus in den meisten Fällen sind die Erzlagerstätten an die 
Karbonatgesteine, speziell an den Dolomit gebunden. Sie 
treten dann gewöhnlich nicht allzu entfernt von der Grenze gegen 
Gneis, respektive Glimmerschiefer auf, ohne im allgemeinen 
in diese Gesteine überzusetzen. Eine Ausnahme bildet das Vorkommen 
im Radlgraben bei Gmünd, indem hier die Erze im Glimmer- 
schiefer auftreten. 

Das Bergwerk, welches schon mehrfach in Angriff genommen 
wurde, befindet sich ungefähr eine Stunde von der Mündung des 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reiclisanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (W. A. Humphrey.) 46 


360 W. A. Humphrey. [12] 


sächlich Brauneisen führen, steht Altenberg in Innerkrems, 
dessen Erz sich als ziemlich armer Eisenspat darstellt. Derselbe 
beteht teils aus herrschendem Eisenspat, teils geht er durch steigenden 
Gehalt an Schwefelkies in derben Kies über. Das Spateisen 
hat einen ziemlich hohen Gehalt an eingesprengtem Magneteisen, 
welches auch in Butzen unter dem Braunerze vorkommt. Die anderen 
Stollen zuInnerkrems, welche sich früher in Betrieb befanden, 
sind alle gänzlich zerfallen und verlassen. In Neuberg sieht man 
zwar noch den Einbruch, wo hauptsächlich Weißerz gebrochen 
wurde. Dieses Erz ist stellenweise ganz rein und gelblichweiß, stellen- 
weise findet sich in demselben Magneteisen eingesprengt. Das 
Magneteisen kommt in kieinen Kristallen vor, welche sich auch zu 
derben Partien von großen Dimensionen entwickeln. Hier tritt der 
Schwefelkies nicht stark hervor. Das Spateisen aber bietet viel 
Ähnlichkeit mit demjenigen von Altenberg, es ist nicht sehr reich 
und wird seit 1829 nicht mehr gebrochen. Sonst aber sind die Stollen 
kaum gangbar und nur in Altenberg, Grünleiten und Schön- 
feld hält man die Gruben für späteren Betrieb in Stand. 

Im Konstantiastollen bestand nach Senitza das Erz wie 
in Neuberg aus fast unverwittertem Spateisen, welches grau 
gefärbt ist und einen hohen Gehalt an eingesprengtem Magneteisen 
aufweist. Die Erze sind hier ziemlich häufig von dunkelblauen, fast 
schwarzen Schieferschichten durchzogen. Im Aloisiastollen sind 
die Erze mehr kiesig, bestehen aber zum größten Teile aus unver- 
wittertem Spateisen. Dagegen ist an der Rotofenwand wieder 
Brauneisen zu beobachten; neben dem kommen Spateisen mit 
hohem Magneteisengehalt und sehr mit Schwefelkies ver- 
unreinigt und auch Butzen von Bleiglanz vor. 

In allen diesen Gruben findet sichSchwefelkies in wechselnder 
Menge. Wenn er reichlich vertreten ist, nimmt der Wert des Erzes 
natürlich ab. Der Eisenspat ist von Schwefelkies durch- 
zogen, beim Braunerz dagegen kommt derselbe in Knollen und 
Klumpen vor. Wenn man das Brauneisenlager in der Richtung der 
Verflächung nach der Tiefe zu verfolgt, geht es in Kalk über, 
in welchem äußerst viel Schwefelkies eingesprengt ist. Die 
Knollen von unverwittertem Schwefelkies in der Mitte des Braun- 
eisens sowie das Auskeilen des Brauneisens in Schwefelkies in 
der Tiefe deutet darauf hin, daß das Brauneisenerz durch 
Verwitterung von Schwefelkies entstanden ist und daß die 
Knollen von Schwefelkies, welche in dem PBrauneiseinlager ein- 
geschlossen sind, nur unverwitterte Teile des ursprünglichen Ge- 
steines darstellen. Diese Auskeilung zeigen die Abbildungen (Taf. IX, 
Fig. 1—3), welche nach der Grubenkarte von Steinbach gezeichnet 
sind. In Altenberg sind gut ausgebildete Schwefelkieskristalle 
zu finden. Magneteisen kommt auch in Butzen und Körnern, bald 
mit Schwefelkies in engem Zusammenhange, bald allein an mehreren 
Stellen vor. Manchmal ist es verwittert, in der Regel aber sehr gut 
erhalten und bildet zuweilen Klumpen von ansehnlicher Größe. Ge- 
wöhnlich tritt es in unregelmäßigen Streifen von kleinen Körnern 
auf. Es ist am stärksten vertreten in den reicheren Teilen des Lagers 


[13] Über einige Erzlagerstätten in der Umgebung der Stangalpe. 361 


und deutet nicht wie die Zunahme von Schwefelkies auf eine Aus- 
keilung des Brauneisens hin. 


Ein weiterer, ziemlich häufiger Begleiter des Brauneisens ist 
der Bleiglanz, welcher in der Mitte des Lagers in Butzen und 
Aggregaten, ähnlich wie das Magneteisen, vorkommt. Endlich kommt 


Übersichtskarte des Eisenbergbaus Krems im Bezirk Gmünd in Kärnten. 


A (Nach Merscha.) S, 


SA na 


Jawereggaine 


ER 


SU LE 
ISILE 
Ser 


mann 


INIITSNIN 


Glimmerschiefer Kalk. Konglomerat. Erzlager. 
und Gneis. 


Maßstab: 1:37.500. 


Spateisen in dem Brauneisenlager in seltenen, aber gut erhaltenen, 
kleinen linserartigen Butzen vor. 


Im allgemeinen beobachtet man, daß das Lager am breitesten 
‚ist, wo es an die Oberfläche herantritt, und daß es allmählich nach 
der Tiefe an Mächtigkeit abnimmt, bis es endlich in den Schwefel- 
kies übergeht. Im Röhrerwald ist die durchschnittliche Mächtigkeit 


364 W. A. Humphrey. [16] 


Betrachtet man die in obigen ausführlich besprochenen geologischen 
und petrographischen Verhältnisse in ihren Einzelnheiten, so trifft 
man auf manchen Punkt, der nicht gerade leicht mit einer derartigen 
Ansicht in Übereinstimmung gebracht werden kann. In erster Linie 
ist darauf aufmerksam zu machen, daß die wichtigsten Vorkommnisse 
dem Liegenden des Kalkes angehören, welcher dort, wo das Lager 
vorherrschend aus Spateisen besteht, dolomitisiert oder gar in 
Magnesit umgewandelt ist. Man beobachtet ferner, daß ausnahms- 
weise, so im Schönfeld und Röhrerwald bei Turrach, die 
Erze auch im Gneis selbst auftreten, in welchem sonst nur die 
erwähnten, von sandigem Material ausgefüllten Ruscheln vorhanden 
sind. Und diese Ruscheln verlaufen ebenso wie die Erzlager 
durchaus konkordant zur Schichtung des Gesteins wie andernteils 
im Kalk die tauben Lager gleichfalls dieselbe Orientierung auf- 
weisen. Daß diese beiden Arten von Einlagerungen mit mechanischen 
Störungen, mit Verwerfungsklüften, in Zusammenhang gebracht 
werden müssen, liegt wohl auf der Hand und damit erscheint auch 
eine ähnliche Bildungsweise für die Erzlagerstätten selbst nahegelegt. 
Die Vorkommnisse befinden sich in den äußeren Kontaktzonen 
des Zentralgranits, wie gewöhnlich in diesen Horizonten in der 
Nähe der Grenze möglichst verschiedenartiger Gesteine im Liegenden, 
Seltener auch im Hangenden der Kalkeinlagerung. Die frischen Erze 
sind in einer Gruppe vorherrschend Schwefelkies mit Magnet- 
eisen, in der anderen tritt Spateisen neben dem Sulfid als 
Hauptgemensteil hervor. Die beiden Arten zeigen in ihrer geolo- 
gischen Form keinen Unterschied, nur in der Beschaffenheit des 
Nebengesteines ist ein solcher zu finden, indem das Liegende und 
die Zwischenmittel des Spateisens, wie gewöhnlich in den 
zentralalpinen Vorkommnissen, zu Dolomit oder zu noch 
magnesiareicheren Gesteinen umgewandelt sind, während das Neben- 
gestein der vorherrschenden Kies führenden Bildungen zwar stark 
mit Schwefelkies imprägniert wurde, in der Hauptsache aber ein 
Kalk geblieben ist. Auch das verhältnismäßig reiche Vorkommen von 
Bleiglanz in Nestern innerhalb des Erzes spricht nicht gerade für 
syngenetische Bildung, und wenn man endlich die hier besprochenen 
Gebilde mit anderen ähnlichen Vorkommnissen in den Zentralalpen 
vergleicht, so zum Beispiel mit dem Erzberg bei Hüttenberg, 
so findet man, abgesehen von vielen Verschiedenheiten, eine ganze 
Reihe analoger Grundzüge. Nirgends aber trifft man in Gesteinen 
von ähnlicher Beschaffenheit und unter analogen Lagerungsverhält- 
nissen in der ganzen Zentralkette der Alpen Erzbildungen, welche 
nicht den Stempel epigenetischer Entstehung an sich tragen. 
Alle Wahrscheinlichkeit spricht dafür, daß es thermale Prozesse 
gewesen sind, die im Gefolge der Intrusion des Zentralgranits sich 
einstellten und auf den Klüften der Gesteine ihre Tätigkeit ausübten. 
Daß diese Klüfte hier gerade im Streichen der Schiefer verlaufen, 
ist eine Erscheinung, die wir in den Zentralalpen in weitester 
Verbreitung beobachten, und daß andernteils von den Klüften im 
Kalk aus die Erzbildung vor sich ging, während im Gneis 
nur zu intensiver Gesteinszersetzung Anlaß gegeben war, das ist 


[17] Über einige Erzlagerstätten in der Umgebung der Stangalpe. 365 


wiederum eine Erscheinung, die geradezu universellen Charakter 
besitzt. Durch die chemische Wirkung des Kalkkarbonats sind 
die Erze aus ihren Lösungen gefällt worden. In Gneis waren solche 
Fällungsmittel nicht vorhanden und das Erz wurde in Lösung weiter- 
transportiert. So erscheint es nicht zweifelhaft, daß die Erzlager in 
der Umgebung der Stangalpe echt epigenetische Bildungen 
darstellen, welche von den zahlreichen sonstigen Eisenerzvorkommen 
der Zentralalpen, soweit sie in Kalk aufsetzen, sich durch das 
reichliche Vorkommen von Schwefelkies unterscheiden, während 
sonst der herrschende Bestandteil Spateisen ist. Man mag auch 
vielleicht der sonst so durchaus unregelmäßigen Form der Erz- 
körper die hier vorherrschend konkordante Lage entgegenhalten, 
aber der Unterschied ist doch wohl für die genetische Auffassung 
nicht maßgebend, sondern beruht auf rein lokalen Verhältnissen, die 
sich aus der Gesteinszerklüftung ergeben. 

Fassen wir alle Erscheinungen zusammen, so ergibt sich, daß in 
dem untersuchten Gebiete die Intrusion des Zentralgranits die 
Ablagerungen des Karbons kontaktmetamorphisch verändert und in 
den untersten Schichten auch mit granitischem Material injiziert 
hat. Dann lösten sich die Spannungen auf einzelnen Klüften auf, deren 
Hauptrichtung dem Streichen der Schichten parallel geht, und auf 
diese stiegen nun die heißen Quellen empor, die dort, wo das Neben- 
gestein der Ausfüllung günstig war, zur Ablagerung der Erze führten. 


Bei dieser Gelegenheit möchte ich Herrn Oberbergrat Dr. Canaval 
in Klagenfurt, der mir zu der vorliegenden Arbeit verschiedene 
Schriften und Karten zur Verfügung stellte und auf dessen Anregung 
diese Untersuchung unternommen wurde, sowie Herrn Ingenieur 
J. Hörhager in Turrach, der in liebenswürdigster Weise mir den 
Eintritt zu den Gruben zu Turrach und den Gebrauch der Gruben- 
karten und Zeichnungen gestattete, meinen besten Dank aussprechen. 
Ebenso bin ich zahlreichen anderen Herren in dem studierten Gebiete 
für ihr freundliches Entgegenkommen zu Dank verpflichtet, deren 
Liebenswürdigkeit mir die Arbeit in den verfallenen Bergbauten in 
hohem Maße erleichtert hat. Ganz besonders aber möchte ich Herrn 
Professor Weinschenk in München für die Unterstützung und 
Hilfe, die mir während der Arbeit von seiner Seite zuteil geworden 
ist, meinen herzlichsten Dank aussprechen. 


Anhang. 


Folgende Analysen von Erzen aus den in Betracht kommenden 
Gebieten, welche in Leoben ausgeführt worden sind, wurden mir 
freundlichst vom Herın Ingenieur J. Hörhager in T urrach zur 
Verfügung gestellt. Ich führe sie hier an, weil sie einen guten Über- 
blick über die Beschaffenheit des Materials 1) gewähren. 


1) Auf Titan wurden nur die Turracher Erze geprüft. 
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (W. A. Humphrey.) 47 


366 W. A. Humphrey. 


Altenberg. 
Prörent Spateisen. 
hate F&O0 N 
5-91 . FO == 42:20], Fe 
10:00 . Si Os 
355 . MnO = 275°), Mn 
2:69: Al,O, 
314. . Ca0 
8:66 . Mg oO 
12:04 . Glühverlust 
0.184; 8 
0:01 P 
en Weißerz. 
68017. F& O0, = 41:61°/,, Fe 
129,2 Si O, 
3.16, . Mng O3 = 2'38%), Mn 
3:29,.. lo OÖ, 
425 . CaO 
14-,413,,. MgO 
Ban. Glühverlust 
0:06 . 5 
0:04: P 
Prögenk Braunerz. 
6627. Fe 03 = 46'390), Fe 
604 . SiO 
489 . Mn, O0; = 3'499), Mn 
365% lg Oz 
2900, Ca O0 
T86 . Mg O 
8:23 Glühverlust 
VID WFEIEIES 
0.013: > Er 
Schönfeld. 
Prozent Motterz. 
7406 . F& 0, = 51'840, Fe 
TER: Si O5 
284 . Mn, 0, = 1'980), Mn 
2: Al, O, 
040 . Ca 0 
Spur . Mg O0 
1.1295. % Glühverlust 
0.037; 5 
010°: P 


[19] Über einige Erzlagerstätten in der Umgebung der Stangalpe. 367 
Prozent Roteisenstein. 
91:05 F&0, = 63'172 Fe 
101 Mn; O3 = 0:78 Mn 
480 . Si0, 
0.058 . r 
Prozent Braun- oder Stufferz. 
90:13 Fe&0;3 = 63:09%, Fe 
BT. Si Os 
086 . Mn; 03 —= 060°), Mn 
302. 9 O3 
Spur . Ca O0 
Spur . Mg oO 
075 . Glühverlust 
0:02... 5 
0:05 ip 
Prozent Kalkstein. 
93:75 Ca CO; 
. Spur St O5 
0-40 #60; + 41,0, 
555 MgU0O; 
Bundschuh. 
Prozent Erzhaufen I 
69:80 Fe&%0,; — 48'86%), Fe 
4:92 Si Os 
4.08 Mn; 0, = 2'949), Mn 
212 Al, OÖ, 
2:24 CaO 
12-30 Mg O 
450 . Glühverlust 
0016 . PB 
Prozent Erzhaufen 1. 
6496 Fe 0; = 45'47°/, Fe 
635 Si Os 
423 Mn; 0, = 3°05%/, Mn 
0:65 Al, O3 
340 CaO0 
13:68 Mg O 
6:70. Glühverlust 
00235. P 
Erzhaufen II. 
Prozent f Prozent 
1704... PFa0, = 49-31°/, Fe EN EEE CaO 
40 7... 50, N ET EN Mg oO 
370... Mn; 0, = 2'860, Mn 2 A EEE Glühverlust 
206 .-; 9 O3 EA RE r 


368 W. A. Humphrey. 
Turrach. 
Röhrerwald-Roherze. 
Abbauort N No ZaNTs3 NA NS 
Parforz einatie 
Rückstand 11:12 -11.59°,, 443 3'552. 16:70 Bei: 1008 
Eisen . 55:75 5581 5432 48:94 55:88 g | 
Röstealo . 11:03 11.40 11-96 11-82 11-86 j Ferezzzee 
Durchschnitt Prozente 
F&O; . 11:29 = 54.19, Re 
Si Os 5'16 
Mn; 0, - 2.78 = a0 ur 
ALO, : 1:79 
CaO 0:26 
Mg Ole 0:21 
Glühverlust 11:65 
S 0:11 
P. 0:03 
Cu . 0:05 
TiO, . 0:14 5 
Alkalien 20:37 
Summe .. 99-84 
Steinbacher Roherze. 
Abbauort Neu Nr 22 INT SEEN 
PirZowz, ernütge 
Rückstand . 11:33 ,12-71, 133872 Sog ee 100° 
Eisen 53:21 45:06 55-41 52-94 5 a 
Röstcalo 615 966 A474 4.29 | Semeczzz 
Durchschnitt Prozente 3 
F&0O, . 75:94 — 53:2%/,. Fe @ 
Si Os 4:63 | 
Mn,0,. 2:94 — 20), Mr 
Al,O, . 2:96 
laO 0:48 
MO. 0:18 
Glühverlust 11-76 
39 er rer 0:10 
2 0:03 
Cu . 0:05 
Ti O, 0:47 
Alkalien 30:32 a 
Bılmme DOTAH i 


München, petrographisches Seminar, Januar 1905. 


120] 


W.A.Humphrey: Über einige Erzlagerstätten in der Umgebung der Stangalpen. Tafel VII. 


ALZBURG 


Dombach, 


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ei Kartogr. Anstalt G. Freytag & Berndt, Wien. 

= Unterer Krystallinischer- Immer- f — Granitische Oberer Kräuter- 

ee ee EEE Conglomerat Be Schiefer BES chietertichien _—. schiefer EEE] Gneis ) Merstianen >) Schiefer FE Schiefer 
Übersichtskarte (1:150.000) und Schichtenprofilskizze VE Be a FT UN. 


Die Linie A B bezeichnet die Richtung des Profiles. 


Jahrbuch der k. k. geologischen ‘Reichsanstalt, Band LV, 1905. 
Verlag der k. k. geologischen Reichsanstalt, Wien, IIl., Rasumofskygasse 23. 


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W. A. Humphrey: Über einige Erzlagerstätten in der Umgebung der Stangalpe. Tafel IX. 


Fig. 4. 


Fig. 2. Eiez2. 
Querschnitte durch die Steinbacher Grube. (Nach der Grubenkarte.) 


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Oribtleitentock, 


SltenDERZMOCK Suuereygnock, 


Gneis. Karbonatgesteine. Brauneisen. Mit Kies Zwischenlager. Konglomerat Schotter. 
imprägnierter Kalk. und Sandstein. 


Jahrbuch der k. k. geologischen Reichsanstalt, Band LV, 1905. 
Verlag der k. k. geologischen Reichsanstalt, Wien III. Rasumofskygasse 23. | 


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Über die Terrasse von Imst—Tarrenz. 


Ein Beitrag zu den Studien über die Inntalterrassen. 
Von Dr. O0. Ampferer. 


Mit 1 Profil im Text. 


Neue und weiter ausgedehnte Begehungen, welche ich anläßlich 
der geologischen Landesaufnahme im Herbste 1904 in der oben ge- 
nannten Gegend ausführen konnte, haben eine Anzahl Beobachtungen 
geliefert, welche geeignet erscheinen, das Bild der glazialen Terrassen- 
formung wesentlich schärfer zu zeichnen. 

Wie ich schon in der kurzen allgemeinen Beschreibung dieser 
Terrasse im 54. Bde. des Jahrbuches der k. k. geologischen Reichs- 
anstalt 1904, Heft I, pag. 93—97 hervorgehoben habe, ist vor allem 
das Grundgebirge am Aufbau derselben beteiligt. 

Dies gilt besonders von dem südlichen und nordöstlichen Ab- 
schnitte derselben, während dazwischen ein Terrassenteil lagert, der 
vorzüglich von geschichteten Ablagerungen gebildet wird, was in der 
oben genannten Beschreibung nicht entsprechend betont worden ist. 

Der südliche Abschnitt reicht bis über den Malchbach hinaus, 
der mittlere von dort bis zum Salvesental und der nordöstliche an- 
schließend bis zu den Gehängen der Sießenköpfe, zu deren Hoch- 
fläche einzelne Furchen emporleiten. Diese Dreiteilung der Terrasse 
entspringt einer Erniedrigung des Grundgebirges in der mittleren Zone. 
Wir haben hier eine tiefe Aushöhlung des Felsgrundes vorliegen, in - 
welcher die Ablagerungen der großen Inntalaufschüttung enthalten 
sind. Die gesamte Terrasse beschreibt vom Inntal ins Gurgltal hinein 
einen Viertelkreisbogen, der stärker ausgebogen, dem Bogen des 
Gurgltales und damit dem Abhange des Tschirgants entspricht. Die 
Terrasse selbst ist ihrer ganzen Anlage nach nicht ihrem Gebirge 
vorgelagert, sondern vielmehr in dasselbe hineingedrängt. Diese all- 
gemeinen Grundzüge sind in dem obenerwähnten Aufsatze bereits 
beschrieben worden und es sollen nun hier genauer die einzelnen 
Ablagerungen und Lageverhältnisse klargelegt werden. 

Die südliche Felsterrasse beginnt südwestlich an der Häuser- 
gruppe Gunglgȟn mit zwei aus dem Inntale aufsteigenden Felsfurchen. 
Dieselben streichen gegen Nordosten, steigen erst empor, senken und 
teilen sich dann. Entlang der tieferen, südlichen zieht die Straße aus 
dem Inntale in den Sattel hinter dem Galgenbichl herauf. Die nörd- 
liche erhebt sich gegen Gunglgrün, dessen Häuser in ihrer Furche 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (Dr. O. Ampferer.) 


370 Dr. 0. Ampferer. [2] 


lagern. In dieser Gegend setzen mehrere kleine Furchen ein. Die 
mittlere, breiteste senkt sich bis zur Imsterstraße hinab. Nördlich 
von Gunglgrün, das selbst auf abgescheuerten Felsbuckeln liegt, be- 
stehen kleine Hügel aus stark bearbeiteter Inntaler Grundmoräne. 
Im Norden dieser Furche hebt sich eine flache Felsterrasse heraus, 
welche die Furche bis zur Straße hinab begleitet. Diese Terrasse 
bewahrt einen ziemlich gleichmäßigen Anstieg, der erst in einer Höhe 
von ungefähr 1100 m durch eine steile Stufe gebrochen wird. Diese 
setzt sich im Bogen weithin bis zu den Abhängen des Arzeinkopfes 
über mehrere Schluchten hinweg fort. Sie beginnt im Nordwesten von 
Gunglgrün und geht durchschnittlich bei 1200 m in eine flachere 
Neigung über. Die untere Felsterrasse wird im Norden durch die 
Schlucht des Palmersbaches begrenzt. Während nun diese Terrasse 
in ihrem südlichen Abschnitte weithin nackten, abgerundeten Fels 
erscheinen läßt, ist ihr nördlicher Teil von einer mächtigen Lage 
von weißer, stark bearbeiteter Grundmoräne besetzt, welche in ge- 
schlossenem Verbande an der Südseite des Palmersbaches bis zur 
oberen Felsstufe emporsteigt. Dabei verbreitert sich diese Decke 
gegen oben, so daß etwa eine Fläche von 1 km? von der allenthalben 
erschlossenen, ausgezeichnet entwickelten Inntaler Grundmoräne hier 
eingenommen wird. Die Verbreitung dieser Grundmoräne ist am Fuße 
der oberen Stufe nicht beendet, da vielfach einzelne Streifen in den 
Furchen des Steilabfalles und auf den Anhöhen darüber erhalten sind. 
In mehrfacher Hinsicht interessante Aufschlüsse bietet die Schlucht 
des Palmersbaches, der tief in Felsterrasse und Grundmoränenfeld 
eingeschnitten ist. In der Nähe der Straße steigt an seiner Südseite 
die Grundmoräne bis nahe an 800 m herab. An seiner Nordseite 
sehen wir am Fuße eines hohen Felskopfes ein Trockental mit einem 
vorgelagerten Wall, der wenigstens in seinen höheren Teilen aus 
Grundmoräne besteht. Dringen wir in die Schlucht hinein, so finden 
wir in der Tiefe zwischen hohen, steilen Felswänden an der Nord- 
seite des Baches eine größere Einlagerung von Inntaler Grundmoräne. 
Im Hintergrunde fällt der Bach, künstlich geleitet, auf der Nordseite 
über eine Felswand herein, während die gerade Talfortsetzung eine 
* Lehne aus groben, meist zentralalpinen Schottern abschließt. Diese 
horizontal geschichteten Schottermassen, welche sandige und schlam- 
mige Lagen führen, werden in der Höhe des Felsrandes von weißen, 
gleichmäßig und stark bearbeiteten Grundmoränen überdeckt, welche 
dem Rande der früher beschriebenen großen Decke angehören. Die 


überlagernde, grellweiße Grundmoräne hebt sich scharf von den gelb-. 


lichen Schottern und Schlammlagen ab. Sie enthält in großer Menge 


gekritzte Geschiebe, zentralalpine Gerölle sind häufig, doch ungleich 


seltener als in den unmittelbar darunterlagernden Schottern. Dieser 
Schottereinschluß in der Schlucht des Palmersbaches ist ringsum von 
Inntaler Grundmoränen abgeschlossen. 

Der Terrassenteil zwischen Palmersbach und Schinderbach (am 
Ausgange „Rosengartlklamm“) zeigt viel schärfer die Abgrenzung in 
mehrere Stufen. Der vorgelagerte Wall mit dem Trockentale (Strabuit- 
höfe, 882 m) ist schon erwähnt worden. Darüber erhebt sich ein 
steiler Felsrücken bis über 1040 m, welcher entlang der Rosengartl- 


[3] Über die Terrasse von Imst—Tarrenz. 371 


klamm von prächtig erhaltenen Rundbuckeln und Gletscherschliffen 
bedeckt ist, welche absteigende, nordöstlich gerichtete Schrammen 
zeigen. Hier liegen am Fahrwege auf den Schliffen einzelne Hügel 
von Inntaler Grundmoräne. Hinter dem hohen Felskopfe ist eine tiefe 
Mulde ins Grundgebirge eingesenkt, welche nach dem geringen Ein- 
schnitte des Schinderbaches zu schliessen von Grundmoräne und einem 
darüber gebreiteten Schuttfeld ausgefüllt wird. 

Wie wir aber aus dem tiefen Anschnitte des benachbarten 
Palmersbaches ersehen, dürften unter den Grundmoränen wohl auch 
hier noch geschichtete Schotter und Sande verborgen liegen. 

Uber dieser Mulde strebt das Grundgebirge in steiler Stufe 
empor, welche teilweise noch von Inntaler Grundmoränen überdeckt 


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Zeichenerklärung: 


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. ——— geschichtete 
yYY?” Grandgebirge. —_——> Sande und 
a Schotter. 
Blockwerkraus 
3 e Bd Gosau des 
Grundmoräne. AAANSLS Muttekopfs. 


ist. Zwischen Schinder- und Malchbach (Fig. 1) ist noch im Bereiche 
von Imst ein keilförmiger Rest von verfestigten Schottern erhalten. 
Über demselben lagern am Berghange lose Schotter, darauf Mehl- 
sande und grellweiße Inntaler Grundmoränen, welche bis über 1000 m 
an jenem Felswall emporreichen, hinter dem sich die Einsenkung 
der Neurautwiese befindet. Diese Einsenkung ist durch die Schlucht 
des Malchbaches gründlich erschlossen, welche uns eine bedeutende 
Mulde des Grüudgebirges offenlegt, die von mächtigen, horizontal 
geschichteten Schottern und Sanden und Grundmoränen erfüllt wird. 
Oberhalb der Neurautwiese tritt wieder die hohe Felsstufe vor, welche 
bei 1246 m eine leicht geneigte Fläche trägt, welche im Hintergrunde 
schon von den großen Blöcken des Muttekopfgletschers belagert wird. 


372 Dr. O. Ampferer. [4] 


Die Abhänge dieser Felsstufe sind großenteils von grellweißer 
Grundmoräne besetzt, in welche Wasserrinnen und Wege tiefe, scharf- 
kantige Runsen eingefressen haben. 


Der Terrassenabschnitt, welcher vom Malchbach und dem nächsten 
Graben eingefaßt wird, läßt ebenfalls zwei Felsstufen erkennen, welche 
durch eine Mulde getrennt werden, in der geschichtete (stellenweise 
verkittete) Schotter und Grundmoränen eingebettet sind. In diesem 
Bereiche ist die Mulde flacher und da außerdem das mächtige Schutt- 
feld des Muttekopfgletschers hier bis in die Mulde vordrängt, so wird 
der Unterschied der beiden Stufen gemildert. 


Damit ist das Gebiet der südlichen, vorherrschend aus Fels 
gebildeten Terrasse besprochen. In dem nun anschließenden Teile 
taucht das Grundgebirge erst im Hintergrunde empor, während die 
vorgelagerten Höhen vorzüglich aus geschichteten Ablagerungen be- 
stehen. Es muß hier betont werden, daß auch noch in der Gegend 
von Imst die Serie dieser Ablagerungen eine ziemlich vollständige 
ist. Die flachwelligen Erhebungen im Gurgltale, welche am Vogel- 
und Geiersbichl beginnen und sich bis über Tarrenz hinaus (bis in 
die Gegend von Strad) hinziehen, dürften nach den Aufschlüssen der 
Ziegeleien und ihren Formen großenteils aus Bändertonen bestehen. 
Darüber sind bei Imst und Tarrenz junge Bachschuttkegel gebreitet. 
Diese mächtigen Bändertonlager im Grunde des Gurgltales stellen das 
Liegende der Inntalaufschüttung dar. Ob die verfestigten Schotter 
von Imst älter als die losen, sonst gleichartigen Schotter sind, welche 
wir in der unmittelbaren Nachbarschaft treffen, ist nicht sicher zu 
entscheiden. 


In dem Terrassenteile zwischen Imst und Tarrenz bauen sandige, 
schlammige Schottermassen den langgestreckten Höhenzug oberhalb 
der Straße, das dahinter eingesenkte Trockental von Neu-Starkenberg 
und die darüber ansteigenden Höhen auf. Die horizontale Schichtung 
tritt nur in tieferen Aufschlüssen deutlich hervor. 


Außer den Schottern beteiligen sich in der Nähe von Imst auch 
Mehlsande an der Zusammensetzung des vorderen Höhenzuges. Nicht 
selten trifft man undeutliche, gekritzte Geschiebe. Das Trockental, 
in welchem das Schloß Neu-Starkenberg liegt, wird knapp östlich 
von demselben durch eine tiefe Runse zerschnitten, in welcher eine 
schlammige Grundmoräne mit spärlichen gekritzten und zahlreichen 
zentralalpinen Geschieben lagert. Das Trockental selbst bricht an 
der breiten Furche des Salvesentales ab. 


Steigt man in diesem Teile der Terrasse über die vorderen 
Anhöhen hinauf, so trifft man auf den flachen Felsgrund, der mehrfach 
Gletscherschliffe aufweist. Im westlichen Teile ist noch eine höhere 
Felsstufe ausgebildet, im östlichen verschwindet diese vollständig. 
Auf der unteren Terrasse sind einzelne kleine Reste von Grund- 
moränen verbreitet. Höher hinauf verhüllt im westlichen Teile ein 
Schuttfeld, das vorzüglich aus Gosaublöcken des Muttekopfes besteht, 
den Untergrund. Bei den Spätwiesen fällt der große Reichtum an 
zentralalpinen Blöcken und Geröllen auf. Die tiefe Schlucht des 
Salvesenbaches kann ungefähr als östliche Grenze dieser mittleren 


[5] Über die Terrasse von Imst—Tarrenz. 3973 


Terrassenzone gelten, da nur unbedeutende Massen von geschichteten 
Ablagerungen noch jenseits derselben vorkommen. 

Der Salvesenbach verläßt bei der Ruine Gebratstein das Hoch- 
gebirge und durchbricht in ziemlich gerader Richtung und in über 
11); km langer Schlucht die vorgelagerte Felsterrasse. Nach seinem 
Anschnitt senkt sich die sehr breite Oberfläche der Terrasse zu einer 
flachen Mulde ein, aus welcher sich der Vorderrand etwas erhebt 
und dann jäh tief abbricht. Die Schlucht ist in steil aufgerichtete 
Schichten des Hauptdolomits eingefügt und zu beiden Seiten liegen 
auf den abgeschnittenen Schichtköpfen schlammige, ungeschichtete 
Schuttmassen, die an schwach bearbeitete Grundmoränen erinnern. 
Das Material ist vorwiegend Hauptdolomit, doch fehlen auch zentral- 
alpine Beimengungen nicht. Im vorderen Teile der Klamm haben 
wir über dieser aschgraugefärbten Grundmoräne (die bei Alt-Starken- 
berg kleine verkittete, geschichtete Lagen enthält) grellweiße, 
40—50 m mächtige, stark bearbeitete Inntaler Grundmoränen mit 
reichlichen zentralalpinen -Geröllen. Diese weißen Grundmoränen 
steigen am Ausgange der Klamm tief herab und sind zu beiden 
Seiten, besonders aber ostwärts, weit verbreitet. Hier hält diese 
Grundmoräne zwischen Salvesental und Öbertarrenz einen ähnlich 
großen Bereich ausschließlich inne wie im Hintergrunde des Palmers- 
baches. 

Der Mündungstrichter des Salvesenbaches erschließt zu beiden 
Seiten schlammige, sandige Schotter. Westlich finden wir im Lie- 
genden Bänderton, östlich ist ein Rest verkalkter Schotter erhalten, 
welcher an einen Erosionsrest erinnert und so für ein älteres Alter 
zu sprechen scheint. Hier sind den angrenzenden losen Schottern 
auch Mehlsande und Lehmlagen eingefügt. Darüber streichen beider- 
seits manchmal schräg geschichtete, vor allem aus Hauptdolomit ge- 
bildete Schuttmassen aus. Sie ähneln an einigen Stellen schwach be- 
arbeiteten Grundmoränen. Am Fahrweg von Tarrenz nach Obertarrenz 
ist die hangende Inntaler Grundmoräne bis auf die Höhe der Terrasse 
fortlaufend angebrochen. Diese Terrasse verschmälert sich gegen 
Östen und südlich von Obertarrenz hebt sich wieder eine hohe Fels- 
schwelle heraus, welche unmittelbar bis zum Gurgltal vorspringt. 
Nördlich und westlich von Obertarrenz drängt aus dem Schluchtwerke 
des Rauhenberges ein gewaltiger Schuttkegel auf die Terrasse herab». 
Die Felsschwelle von Obertarrenz (Bichlet) besteht aus einer Rund- 
höckerzone, die mit zahlreichen zentralalpinen Geröllen übersät ist. 
Hinter dieser Schwelle liegen kleine Felsbecken, welche jetzt von 
Mooren angefüllt sind. Die Mulde von Obertarrenz hebt sich gegen 
Osten und geht in Einfurchungen über, welche gegen die breite Hoch- 
‚fläche der Sießenköpfe emporstreben. Am Wege von Obertarrenz zur 
Wallfahrt Sinnesbrunn (1523 m) kann man mehrmals Reste von stark 
bearbeiteter Grundmöräne und Gletscherschliffe sehen. 

Die Hochfläche der Sießenköpfe (1662 m, 1562 m; Sinneswald) 
stellt sich als eine gegen 4 km? große, von Furchen, Wannen und 
Buckeln reich gegliederte Felsfläche dar. Es findet sich nirgends 
eine größere Schuttablagerung, dagegen allenthalben zentralalpine 
Blöcke und Gerölle. Es sind viele Felsbecken vorhanden, von denen 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (Dr. OÖ. Ampferer.) 48 


374 Dr. OÖ. Ampferer. [6] 


ich in einem größeren und zwei kleineren versumpfte Wasser- 
ansammlungen gewahrte. Zwischen Sinnesjoch und Sießenkopf (1662 m) 
zieht in nordöstlicher Richtung eine besonders stark ausgeprägte 
Furche hin, welche in einzelne Becken abgeteilt ist und neben zentral- 
alpinen auch Gosaublöcke vom Muttekopf enthält. Erwähnt mag hier 
auch noch werden, daß jenseits des Gafleintales in dem Sattel westlich 
von Brunnwaldkopf zwischen 1200— 1400 m eine bedeutende Einlage 
von stark bearbeiteter Grundmoräne vorhanden ist. Dieselbe liegt 
auf Wettersteinkalk, führt jedoch neben seltenen zentralalpinen Ge- 
röllen vorzüglich gekritzte Geschiebe aus Hauptdolomit. Unterhalb 
dieser Grundmoräne lagert ein Haufwerk von großen Gosaublöcken 
aus dem Muttekopfbereiche, welche, um hierher gelangen zu können, 
über die Hochfläche der Sießenköpfe herübergeschleppt worden sein 
müssen. Damit sind die wesentlichen Züge dieser Terrasse beschrieben 
und tritt daraus ihre glaziale Entstehung um so deutlicher hervor. 
Die Einlagerungen von geschichteten Schottern und Sanden in den 
inneren Schluchten der südlichen Felsterrasse gehören einer gemein- 
samen Aushöhlung des Grundgebirges an, welche südnördlich und 
nahezu senkrecht zu den Bachfurchen eingetieft ist. Wäre die Schutt- 
füllung entfernt, so würde man klar diese mächtige Einfurchung er- 
kennen, welche quer über die Klammen hinwegführt und gegen Süden 
und Norden ansteigt. Sie kann unmöglich durch Wassererosion ge- 
schaffen worden sein. 

Sie ist eine glaziale Bahnfurche, welche sich älter als die Inntal- 
aufschüttung erweist. Eine jüngere, ebenso glaziale Furche ist das 
lange Trockental von Neu-Starkenberg und die Wanne von Öber- 
tarrenz. Ein ausgezeichnetes und getreu erhaltenes Bild von der Ein- 
wirkung bewegten Eises entwirft die Hochfläche der Sießenköpfe. 

Wie die ganze Terrasse bogenförmig gleichsam um den gegen- 
überstehenden Tschirgant herumgeschlungen ist, so sind auch alle 
ihre in Fels oder Schutt gegrabenen Furchen diesem Bogen genau 
eingeordnet. Im Zusammenhange mit dem Tschirgantgewölbe erscheint 
diese stark gefurchte, bogenförmig in die Bergkörper eingedrängte 
Terrasse gleichsam als eine „Ausweichstelle“ in der glazialen Strom- 
bahn, bedingt durch den stauenden Einfluß des Pitz- und Otztal- 
gletschers. Diese verlegten das heutige Inntal unterhalb von Imst 
und zwangen den Inntalgletscher zum Ausweichen ins Gurgltal. 


Eine Stammtype der Delphiniden aus dem 
Miocän der Halbinsel Taman. 
Von ©. Abel. 


(Mit 4 Textfiguren.) 


In den letzten Jahren ist unsere Kenntnis von den Wurzeln 
des Cetaceenstammes wesentlich gefördert worden. Während noch zu 
der Zeit, da Kükenthal seine grundlegenden Untersuchungen über 
die Entwicklungsgeschichte der Waltiere veröffentlichte, über die 
Herkunft und die Beziehungen der Archaeoceten zu den Squalodon- 
tiden und den höheren Odontoceten überhaupt nur vage Vermutungen 
angestellt werden konnten, ist es durch glückliche Funde im Mittel- 
eocän Ägyptens gelungen, die Wurzeln der Archaeoceten bis auf die 
Creodontier zurückzuverfolgen, so daß der Ursprung dieses Stammes 
außer Frage steht. 

Vor kurzer Zeit veröffentlichte G. Dal Piaz eine Beschreibung 
der neuen Squalodontidengattung Neosgqualodon aus dem Mittelmiocän 
Siziliens. Es ist durch diese Gattung eine sehr fühlbar gewesene 
Lücke zwischen dem eozänen kleinen Archaeoceten aus dem Kaukasus 
und den jüngeren Squalodontiden überbrückt. Endlich klärten fort- 
gesetzte Untersuchungen an den zahlreichen Odontocetenresten aus 
dem Bolderien von Antwerpen die genetischen Beziehungen der 
Physeteriden und Ziphiiden und es konnte die Lücke zwischen den 
Squalodontiden und Physeteriden geschlossen werden. Durch diese 
Fortschritte in der Kenntnis der Odontoceten wird aber der große 
Gegensatz, welcher zwischen den einzelnen Zweigen des Üetaceen- 
stammes besteht, immer deutlicher. Immer mehr rückt die Frage in 
den Vordergrund, ob wir nicht unter den Zahnwalen ganz verschiedene 
Stämme zu unterscheiden haben und ob nicht die Divergenz gewisser 
Reihen dadurch zu erklären ist, daß zu verschiedenen Zeiten 
und zu wiederholtenmalen von terrestrischen Säuge- 
tieren Entwicklungsbahnen eingeschlagen wurden, die 
durch konvergente Anpassung zum Cetaceentypus 
führten. 

Daß die Bartenwale einen selbständigen Zweig darstellen, ist 
schon vor länferer Zeit durch Kükenthal wahrscheinlich gemacht 
worden. Daran aber kann kein Zweifel bestehen, daß die Barten- 
wale einmal das Stadium eines polyodonten Zahnwales durchlaufen 
haben müssen. Über die Wurzeln dieses Stammes wissen wir jedoch 
bis jetzt nichts Sicheres zu sagen. 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (©. Abel.) 48* 


376 O0. Abel. [2] 


Die Delphiniden sind bisher mit den übrigen Zweigen der 
Odontoceten mehr oder weniger eng verknüpft worden. Einen Fort- 
schritt brachte die Loslösung verschiedener miocäner und pliocäner 
Typen von den Delphiniden; aber indem man nach dem Vorgange 
Zittels die verschiedensten Typen in der Familie der Platanistiden 
vereinte, wurde wieder in dieser Gruppe ein künstliches Hindernis 
für die Aufhellung der genetischen Linien der Odontoceten geschaffen. 

Durch die Untersuchungen Kükenthals über die Hautpanzer- 
reste an lebenden Zahnwalen wurden auch auf paläontologischer Seite 
Studien in derselben Richtung angeregt. Als Ergebnis konnte man 
den Nachweis bezeichnen, daß die lebenden Gattungen Phocaena und 
Neomeris die tiefste Stufe unter den lebenden Delphiniden einnehmen. 

Fossile Formen aus der Verwandtschaft dieser beiden Gattungen 
waren bisher nicht bekannt oder zum wenigsten nicht richtig gedeutet. 
Es war jedoch vorauszusehen, daß diese Stammformen sehr kleine 
Wale von wenig mehr als einem Meter Länge gewesen sein mußten; 
es durfte als vergeblich angesehen werden, zwischen Phocaena und 
den Archaeoceten ein Bindeglied zu finden, da dieselben schon in den 
Anfangsstadien weit größere Dimensionen erreichten als die kleinen 
Phocaenen in der Gegenwart. 

Zunächst wurde der schon im Jahre 1853 von dem genialen 
Physiologen Johannes Müller beschriebene kleine Zahnwal aus der 
sarmatischen Stufe von Radoboj als eine Form aus der näheren Verwandt- 
schaft von Phocaena und Neomeris erkannt. Dann fand sich ein Schädel- 
rest eines Phocaena-artigen Tieres unter den Resten aus dem Bolderien 
von Antwerpen im Museum von Brüssel und nunmehr wird die Kenntnis 
dieser primitiven Odontoceten durch einen glücklichen Fund vermehrt, 
der N. Andrussow im Miocän der Halbinsel Taman gelungen ist. 


I. Beschreibung des Odontoceten aus dem Miocän der 
Halbinsel Taman. 


Familie: Delphinidae. 
Subfamilie: Phocaeninae. 


Palaeophocaena Andrussowi n. g. n. Sp. 


Fundort: Halbinsel Taman, Küste des Schwarzen Meeres bei 
der Bugasmündung des Kubanflusses. 

Geologisches Alter: Zweite Mediterranstufe (dunkle Schiefer- 
tone mit Konkretionen, enthaltend Leda fragilis, Nassa duplicata, 
Oryptodon sinuosus) }). 

Vom Skelett bekannt: Schädel ohne Rostrum, Fragmente 
des Schulterblattes, Humerus, Ulna und Radius sowie Splitter anderer 
Skeletteile. ; 


!) Nach der Etikette von N. Andrussow. — Vgl. N. Andrussow. 
Geologische Untersuchungen auf der Taman’schen Halbinsel, Materialien zur 
Geologie Rußlands, St. Petersburg, XXI., 1903, pag. 288. (In russischer Sprache.) 


[3] Eine Stammtype der Delphiniden aus dem Miocän der Halbinsel Taman. 377 


Dimensionen: 


Millimeter 
Höherder schädelkapsel. "77.7. . 2 en. :.60 
Breite.der Sschädelkapsel >. m. . re en nr. 18 
Kängesaer oberen Nasenöffnung |. =... a... 18 
Größte Breite der oberen Nasenöfnuns . . .....16 
Längendurchmesser der linken Choane . . . ....10 
Breitendurchmesser der linken Choane. . ». .. 75 
Länge des Humerus . . 35 
Kleinster sagittaler Durchmesser der Humerusdiaphyse El 
Sagittaler Durchmesser des Caput humeri . . 16 
Sagittaler Durchmesser des distalen Humerusendes . 20 
Länge Ber baans-ungsefahm. -2 0...) ua lu. 5 82 


1. Schädel. 
(Figur 1 und 2.) 


Der Schädel lag mit den übrigen Skelettresten in einer kalkigen, 
bituminösen, sehr harten Konkretion eingeschlossen und löste sich 
beim Zerschlagen derselben aus seiner Umhüllung. Die übrigen Reste 
mußten in dem Gesteine belassen werden, da eine Präparation bei 
der außerordentlichen Härte desselben und der leichten Zerbrech- 
lichkeit der Knochen untunlich erschien. 

Der Schädel zeigt in der allgemeinen Form der Schädelkapsel 
eine auffallende Ähnlichkeit mit Phocaena und Neomeris. Das Supra- 
oceipitale ist stark gewölbt, weit nach vorn gezogen und stößt ober- 
halb der Temporalgrube unmittelbar an die weit nach hinten gerückten 
Supraorbitalflügel der Frontalia, läßt dagegen in der Mitte des Schädel- 
daches zwischen sich und den Frontalia roch ein schmales Band frei, 
in welchem die Parietalia sichtbar werden. Die größte Breite dieses 
von den Parietalia gebildeten Bandes beträgt 2:5 mm. Zwischen dem 
Supraoceipitale und Exoccipitale ist die knöcherne Schädelkapsel 
beiderseits von einer Fontanelle unterbrochen, welche an derselben 
Stelle wie bei Phocaena communis liegt; der Umriß dieser Fontanelle 
bildet auf der linken Schädelseite ein unregelmäßiges Oval, auf der 
rechten Seite können dagegen die Umrisse nicht genau verfolgt 
werden. Oberhalb des Foramen magnum ist das Supraoceipitale in der 
Medianlinie grubig vertieft; parallel zum bogig abgegrenzten vorderen 
Rande des Supraoccipitale auf der Höhe des Schädeldaches und etwa 
9 mm von diesem entfernt verläuft eine unregelmäßige, zackige Linie, 
welche die obere Begrenzung der Ursprungsstelle des M. rectus capitis 
posticus bezeichnet und nicht mit der Supraoceipital-Parietalnaht ver- 
wechselt werden darf, wie dies Burmeister bei @lobicephalus Grayi 
und Phocaena spinipinnis tat). 

u [4 


1) H. Burmeister. Descripcion on de cuatro especies de Delfinides de la 
costa Argentina en el Oceano Atläntico. Anales del Museo publico de Buenos-Aires, 
T. I, Entrega 6a. Buenos-Aires 1869, Taf. XXIV, Fig. 1 und 3. — Kopie in: F. W. 
True. A Review of the Family Delphinidae. Bull. of the U.S. Nat. Mus. No. 36, 
Washington 1889, pl. XXXVI, Fig. 2 


378 O. Abel. [4] 


Nr Re Mes 


Palaeophocaena Andrussowi Abel. 


Fundort: Halbinsel Taman. — Alter: II. Mediterranstufe. 
Schädel von oben. (Natürliche Größe.) 


Erklärung der Abkürzungen: 


A —= Fragment des oberen Bogens des Atlas 
F — Frontale 
Fo — Fontanelle zwischen Supraoccipitale und Exocecipitale 


G — Ausguß der Schädelhöhle 
gna — Grube für das linke Nasale 
Me — obere Begrenzung des Ursprunges des Musculus rectus 
capitis posticus 
Mes — Mesethmoid 
Nar — obere Nasenöffnung 
N! = linkes Nasale 
Nr — rechtes Nasale 
P = Parietale 
Fmx& — Praemaxillare 
Smx& — Supramaxillare 


So == Supraoceipitale 


[5] Eine Stammtype der Delphiniden aus dem Miocän der Halbinsel Taman. 


Irnx 


> Mes 


Per 
Palaeophocaena Andrussowi Abel. 


Fundort: Halbinsel Taman. — Alter: II. Mediterranstufe, 


Schädel von rechts. (Natürliche Größe.) 


Erklärung der Abkürzungen: 


Exo 


F = Frontale 


| 


Exoceipitale 


Fi.Sy. — Fissura Sylvii 
Fo — Fontanelle 
@G —= Ausguß der Schädelhöhle 


Mes — Mesethmoid 


Nr —= rechtes Nasale 
P = Parietale 
Per — Perioticum 


Pıne = Praemaxillare 


Smx — Supramaxillare 
Sq — Squamosum 
So — Supraoceipitale 
Vo = Vomer 


380 O. Abel. 16] 


Die Parietalia sind an der Außenseite der Schädelkapsel nur 
an den Wänden der Schläfengrube sowie in dem erwähnten schmalen 
Bande auf der Oberseite des Schädeldaches sichtbar, nehmen aber 
hier einen etwas breiteren Raum als bei der Gattung Phocaena ein. 

Die Frontalia stoßen ober der Schläfengrube unmittelbar an 
das Supraoceipitale, entfernen sich aber in der Mitte des Schädel- 
daches wieder von demselben und bilden in der Medianlinie einen 
dreieckig umgrenzten Vorsprung; derselbe ist jedoch oben flach und 
nicht so stark entwickelt als bei Phocaena oder Neomeris. Die Frontalia 
bilden wie gewöhnlich bei den Odontoceten die Unterlage für die 
Supramaxillaria, welche mit einer sehr großen Sutura foliacea die 
Stirnbeine im supraorbitalen Schädelabschnitt überdecken. 

Die Nasalia sind stark beschädigt, waren aber, nach den noch 
vorhandenen Fragmenten zu schließen, kräftiger entwickelt als bei 
Phocaena und Neomeris. 

Sehr bezeichnend für den vorliegenden Schädel ist die obere 
Begrenzung der Praemaxillaria. Bei Neomeris reichen die Zwischen- 
kiefer noch bis zur halben Länge der Nasalia, indem sie die obere 
Nasenöffnung seitlich umfassen und hinter derselben mit einem ab- 
serundeten Lappen endigen. Bei Phocaena sind die Zwischenkiefer 
bedeutend kürzer; sie reichen nicht mehr bis zu den Nasenbeinen, 
sondern endigen, in ein sehr spitzes Dreieck auslaufend, etwa in der 
halben Länge der oberen Nasenöfinung. Bei Palaesphocaena Andrussowi 
reichen die Zwischenkiefer jedoch ganz ebenso wie bei Neomeris bis 
zur halben Länge der Nasalia und sind in ihrem obersten Abschnitte 
sehr kräftig entwickelt. 

Wichtig ist ferner der Verlauf der Squamosal-Parietalnaht. Bei 
Neomeris phocaenoides läuft diese Naht vom Hinterrande der Schläfen- 
grube in einer fast geraden Linie schräg nach unten und vorn und das 
Squamosum nimmt einen verhältnismäßig großen Raum in der Tem- 
poralgrube ein; bei Phocaena bildet dagegen derselbe Abschnitt des 
Squamosums einen relativ kleinen gerundeten Lappen, ist also in den 
Umrissen von dem Squamosum bei Neomeris sehr verschieden. Ganz 
ebenso wie bei Phocaena ist nun dieser Squamosalabschnitt bei 
Palaeophocaena Andrussowi gestaltet; man sieht deutlich, wie sich 
der kleine abgerundete Lappen des Squamosums in der unteren 
hinteren Ecke der Temporalgrube auf das Parietale legt. 

Die Lage des Foramen magnum nimmt bei Palaeophocaena eine 
Mittelstellung zwischen Neomeris und Phocaena ein; es liegt tiefer 
als bei Phocaena und höher als bei Neomeris. 

Durch die Absprengung der seitlichen Schädelwandknochen der 
rechten Körperseite wird der Ausguß der Schädelhöhle sichtbar ; die 
Fissura Sylvii, welche den Stirnscheitellappen vom Hinterhauptschläfen- 
lappen trennt, ist tief und läßt sich bis zum oberen Rande der 
Temporalgrube verfolgen. 

Die Schädelbasis ist stark beschädigt, vom Gehörapparat ist 
nur das rechtseitige Perioticum erhalten, welches der Länge nach 
durchgebrochen ist und keine besonderen Merkmale darbietet. 

Von den übrigen Knochen des Schädels wäre nur zu bemerken, 
daß die Verwachsung derselben weit vorgeschritten ist; dies deutet 


kn 


I 


[7] ‘ine Stammtype der Delphiniden aus dem Miocän der Halbinsel Taman. 381 


darauf hin, daß wir in dem vorliegenden Exemplar von Palaeophocaen« 
Andrussowi kein Jugendexemplar zu sehen haben, sondern ein Tier, 
welches beinahe ausgewachsen war. 


2. Vorderextremität. 


Die Scapula sowie Humerus, Radius und Ulna sind sehr schlecht 
erhalten. Es läßt sich über diese Knochen nur sagen, daß sie in der 
allgemeinen Form mit Phocaena übereinstimmen, jedoch scheint der 
Humerus bei Palaeophocaena etwas schlanker gewesen zu sein; die 
obere Epiphyse des Humerus ist noch nicht vollständig mit der 
Diaphyse verschmolzen, doch deutet der Grad der Verwachsung ebenso 
wie der Verwachsungsgrad der Schädelnähte darauf hin, daß kein 
Jugendexemplar, aber auch kein völlig erwachsenes Individuum vorliegt. 

Die Knochen der Vorderextremität sind nur wenig größer als 
die von Delphinopsis Freyeri Müller aus der sarmatischen Stufe von 
Radobo) in Kroatien; die Umrisse der Knochen stimmen ziemlich gut 
überein. Es ist wohl kein Zweifel daran möglich, daß Delphinopsis in die 
nähere Verwandtschaft von Palaephocaena gehört; die geringe Körper- 
größe der sarmatischen Type sowie das Vorhandensein einer reich- 
lichen Hautbepanzerung auf der Brustflosse beweist die Zugehörig- 
keit dieser Type zu den kleinen, gleichfalls durch Reste des Haut- 
panzers ausgezeichneten Formen, die in der Unterfamilie der Delphi- 
nidae, den Phocaeninae, zu vereinigen sind. 


Diagnose: 


Palaeophocaena Andrussowin.g.n.sp. Der kleinste vonallen 
bisher bekannten Odontoceten. Körperlänge etwa 1m. 
Zwischenkiefer die Nasenbeine an der Außenseitein 


ihrer vorderen Hälfte umfassend. — Parietaliain der 
Mitte des Schädeldaches ein breiteres Band als bei 
Neomeris und Phocaena bildend. — Squamosum gerin- 


gen Anteil an derBildung der Temporalgrube nehmend, 
als gerundeter kleiner Lappen auf den Parietalia 


liegend. — Frontalia hinter den Nasalia schwach auf- 
sewulstet. — Vorderextremität ähnlich gebaut wie bei 
Delphinopsis Freyeri Müll. — Bisher nur aus den miocänen 


Schiefertonen (II. Mediterranstufe) der Halbinsel 
Taman bekannt. 


II. Die phylogenetische Stellung von Palaeophocaena. 


Die beiden lebenden Gattungen Neomeris und Phocaena sind ohne 
Zweifel die primitivsten lebenden Odontocetentypen !). Wohl eines 


1) O0. A bel. Les Dauphins longirostres du Bolderien (Mioc&ne superieur) des 
environs d’Anvers. M&m. du Mus. roy. d’Hist. nat. de Belgique, T. I, 1901, pag. 36. 

E. Racovitza. Ostaces (Expedition Antarctique Belge). Anvers 1902, pag. 130. 

O. Abel. Les Odontocötes du Bold&rien d’Anvers. Mem. du Musde d’Hist. 
nat. de Belgique. (Im Erscheinen begriffen.) 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (0. Abel.) 49 


382 O. Abel. [8] 


der auffallendsten Merkmale dieser beiden Formen ist das Vorhanden- 
sein von mehr oder weniger ausgedehnten Resten einer ursprünglichen 
Hautbepanzerung. Neomeris, welche in indischen und japanischen 
Flüssen lebt, aber auch an den Küsten aufzutreten scheint, trägt auf dem 
Rücken im embryonalen Zustande eine große Anzahl von Tuberkeln, 
im erwachsenen Zustande aber an Stelle derselben aneinanderstoßende 
rechteckige Hautplatten, in deren Mitte ein Tuberkel steht. Eben- 
solche Tuberkeln treten auch in der Umgebung des Vorderendes der 
Schnauze auf). 

Bei Phocaena ist sehr häufig am Vorderrande der Rückenflosse 
das Auftreten von kalkigen Tuberkeln wahrzunehmen; bei Phocaena 
spinipinnis?) stehen an der bezeichneten Stelle fünf parallele Reihen 
von Tuberkeln, die entweder einzeln oder zu zweit in unregelmäßig 
polygonal begrenzten Hautfeldern angeordnet sind. Die von H. Bur- 
meister mitgeteilte Abbildung dieser Region gibt ein sehr deutliches 
Bild von dieser eigentümlichen Erscheinung. 

Das Vorhandensein dieser Tuberkeln, die mitunter in scharf 
abgegrenzten rechteckigen oder unregelmäßig polygonalen Hautfeldern 
stehen, beweist, daß Neomeris und Phocaena von Zahnwalen abstammen, 
welche früher eine ausgedehntere Hautbepanzerung besessen haben. 
Indessen ist die Annahme keineswegs notwendig, daß schon die land- 
bewohnenden Vorfahren dieser Panzerdelphine gepanzert gewesen 
sind ?); viel wahrscheinlicher ist es, daß die Hautbepanzerung dieser 
Säugetiere als ein Schutz gegen Raubtiere erst in jener Zeit erworben 
wurde, als die Anpassung an das Wasserleben erfolgte und die Fort- 
bewegung im Wasser noch nicht jenen hohen Grad der Schnelligkeit 
erreicht hatte wie bei den vollkommener adaptierten Cetaceen, also 
zu einer Zeit, da sie noch ein litorales Leben führten %). Daraus 
würde es sich erklären, daß auch Zeuglodon cetoides durch einen sehr 
kräftigen knöchernen Panzer geschützt war). Zeuglodon stammt, wie 


ı) W. Kükenthal. Über Reste eines Hautpanzers an Zahnwalen. Anat. 
Anzeiger 1890, Vol. V, pag. 237. 

Derselbe. Vergleichend-anatomische und entwicklungsgeschichtliche Unter- 
suchungen an Waltieren. Denkschr. d. med.-nat. Ges. in Jena, III, 2. Teil. Jena 
1893, pag. 251, Taf. XVL, Fig. 24 u. 25. 

OÖ. Abel. Les Dauphins longirostres du Bolderien d’Anvers, l.c. pag. 18, 
Fig. 4, pag. 19, Fig. 5. (Kopien nach W. Kükenthal.) 

2) H. Burmeister. Descripcion de cuatro especies de Delfinides de la 
costa Argentina en el Oceano Atläntico. Anales del Museo publ. de Buenos-Aires, 
T. I, Entrega sexta. Buenos-Aires 1869, pag. 380, pl. XXIII, Fig. 2 und 5. — 
Reproduziert in: OÖ. Abel. Les Dauphins longirostres du Bolderien d’Anvers, |. c. 
pag. 20, Fig. 6 u. 7.— Daß nicht drei, sondern fünf Tuberkelreihen im hinteren 
Abschnitte des tuberkeltragenden Abschnittes des Rückens vorhanden sind, geht 
aus der Figur Burmeisters (]. cc. Taf. XXIII, Fig. 5) klar hervor. Am Vorder- 
ende des Tuberkelabschnittes ist nur noch die mediane dieser fünf Reihen vorhanden. 

:) W.Kükenthal. Vergleichend-anatomische und entwicklungsgeschichtliche 
Untersuchungen an Waltieren, 1. c. pag. 258. 

*) L. Dollo. Sur l’Origine de la Tortue Luth. Bull. Soc. roy. Science. med. 
et nat. Bruxelles 1901, pag. 21. 

O0. Abel. Über die Hautbepanzerung fossiler Zahnwale. Beiträge zur Paläont. 
u. Geol. Ost.-Ung. u. d. Orients, XIII. Bd., 1901, pag. 311. 

OÖ. Abel. Les Dauphins longirostres du Bolderien d’Anvers, 1. c. pag. 32. 

5) Ö.A bel. Uber die Hautbepanzerung fossiler Zahnwale, 1. c. pag. 303—312. 


[9] Eine Stammtype der Delphiniden aus dem Miocän der Halbinsel Taman. 383 


wir nunmehr mit Bestimmtheit feststellen können, von landbewohnenden 
Creodontiern ab; der älteste Vertreter der Archaeoceti, Protocetus 
atavus E. Fraas!), ist noch so wenig von den Creodontiern ver- 
schieden, daß er von E. Fraas mit dieser Familie vereinigt wird. 
Wir haben aber nicht den mindesten Grund für die Annahme, daß die 
alteocänen Creodontier einen Hautpanzer besessen haben, wie er 
sich später bei den grabenden Xenarthra und Nomarthra ent- 
wickelte. 

Die Archäoceten, welche schon im unteren Mittel- 
eocän mit relativ großen Typen beginnen, wie Proto- 
cetus zeigt, und welche bis Zeuglodon rasch an Größe 
zunehmen, sind keinesfalls als die Vorfahren von 
Neomeris und Phocaena zu betrachten?) Da nun in beiden 
Gruppen Hautpanzerbildungen auftreten, werden wir diese wohl als 
konvergente Anpassungserscheinungen an das litorale Leben aufzu- 
fassen haben. 

Betrachten wir die übrigen alttertiären Zahnwale, so sehen wir, 
daß auch die kleine von R. Lydekker?) aus dem Eocän des Kaukasus 
beschriebene Type Microzeuglodon caucasicus ebensowenig als Aus- 
gangspunkt für Neomeris und Phocaena betrachtet werden kann als 
die großen Archaeoceten. Wahrscheinlich führt von Microzeuglodon 
eine genetische Linie zu Neosqualodon Assenzae %), neben Microsgualodon 
Gastaldii Brdt.?) dem kleinsten der bisher bekannten Squalodontiden, 
aber es ist unmöglich, mit diesen ausnahmslos langsymphysigen Typen 
die kurzsymphysigen Phocaeninae in genetischen Zusammenhang zu 
bringen ®). 


t) E. Fraas. Neue Zeuglodonten aus dem unteren Mitteleocän vom Mokattam 
bei Kairo. Geol. und paläont. Abhandl., herausgeg. von E. Koken. Neue Folge, 
Bd. VI (der ganzen Reihe Bd. X), 3. Heft, Jena 1904, pag. 199. 


2) O. Abel. Über das Aussterben der Arten. Compte Rendu de la IXe. session 
du Congres geologique international (Vienne 1903). Wien 1904, pag. 744. 


®») R. Lydekker. On Zeuglodont and other Cetacean Remains from the 
Tertiary of the Caucasus. Pr. Zool. Soc. London 1892, pag. 558, pl. XXXVI, 
Fig. 1—3. — Zeuglodon caucasicus. 

E. v. Stromer. Zeuglodon-Reste aus dem oberen Mitteleocän des Fajüm. 
Beiträge zur Paläont. u. Geol, Öst.-Ung. u. d. Orients, XV. Bd. Wien 1903, pag. 89. 
-— Microzeuglodon n. 9. 


4) G.Dal Piaz. Neosqualodon, nuovo genere della famiglia degli Squalodontidi. 
Mem. Soc. Paleont. Suisse, Vol. XXXI, Geneve 1904, — Neosqualodon Assenzae 
Forsyth- Major. 

O0. Abel. Les Odontocetes du Bolderien d’Anvers (im Erscheinen begriffen). 
Vgl. hier die phylogenetische Entwicklung der Squalodontiden, 


5) J. F. Brandt. Untersuchungen über die fossilen und subfossilen Cetaceen 
Europas. Mem. Acad. St. Petersbourg, VIIe. ser., XX, 1873, pag. 326, Taf. XXXI. 
Fig. 1—23. 

a A. Portis. Catalogo descrittivo dei Talassoterii riuvenuti nei terreni terziarii 
del Piemonte a della Liguria. Memorie d. R. Accad. di Torino, ser. IIa T. XXXVII, 
Turin 1886, pag. 329. — Squalodon Gastaldii Brandt. 

O. Abel. Les Odontocötes du Bolderien d’Anvers. Mem. Mus. roy. d’Hist. 
nat. de Belgique. (Im Erscheinen begriffen.) — Microsqualodon Gastaldü Brdt. spec. 


6, O. Abel. Les Odontocetes du Bolderien d’Anvers (. c.). 
49* 


384 O. Abel. [10] 


Die Archaeoceti erreichen schon im Eocän mit Zeuglodon ihren 
Höhepunkt; Zeuglodon stirbt aus, ohne Nachkommen zu hinterlassen !); 
die kleinen Archaeoceten, von welchen wir bisher nur Microzeuglodon 
caucasicus näher kennen, führen dagegen zu den Squalodontiden und 
diese sind wieder mit den Physeteriden auf das engste verbunden ?), 
wie die im Bolderien von Antwerpen aufgefundenen Zwischenformen 
beweisen. 

Die Delphiniden dagegen stellen einen schon in sehr früher 
Zeit abgezweigten Stamm vor, welcher mit den bisher erwähnten 
Typen keine engeren verwandtschaftlichen Beziehungen zeigt). 

Wenn wir es versuchen, in den tertiären Ablagerungen nach 
Stammformen der lebenden Gattungen Phocaena und Neomeris zu 
suchen, so finden wir nur sehr wenige Typen, welche mit Sicherheit 
in genetische Beziehung zu den lebenden Formen zu bringen sind. 

Unter diesen Formen ist zunächst ein kleiner Zahnwal zu nennen, 
welcher in dem sarmatischen Mergel von Radoboj in Kroatien auf- 
gefunden und von Johannes Müller als Delphinopsis F'reyeri be- 
schrieben wurde ®). Leider ist außer der sehr gut erhaltenen Vorder- 
extremität, mehreren Rippen und Wirbelfragmenten nichts weiter vom 
Skelett bekannt. Von großer Wichtigkeit ist jedoch das Vorhandensein 
zahlreicher knöcherner Tuberkeln im Bereiche der Brustflosse, welche 
beweisen, daß die ganze Flosse in ähnlicher Weise gepanzert war, 
wie wir dies an dem Vorderrande der Rückenflosse von Phocaena 
spinipinnis beobachten können. 

Die systematische Stellung dieses Zahnwales war früher nicht 
ganz aufgeklärt; Brandt) hielt die Gattung für eine Type, die 
„wohl den Champsodelphen verwandt sein oder selbst möglicherweise 
zu ihnen gehören könnte“; P. Gervais‘) bespricht Delphinopsis 


1) M. Weber. Studien über Säugetiere. Ein Beitrag zur Frage nach dem 
Ursprunge der Cetaceen. I. Jena 1886. 
O0. Abel. Les Odontocetes du Bolderien d’Anvers (l. c.). 


2) O.A bel. Bulletin de la Soc. Belge de G£&ol., de Paleont. et d’Hydr. Bruxelles, 
XvV1Il, 1904, pag. 203 u. 204. — Les Odontocetes du Bolderien d’Anvers (]. c.). 


®) Die Stammformen der Phocaeninae dürften kleine und primitive Creodontier 
gewesen sein. Aus den Phocaeninae sind höchstwahrscheinlich die übrigen Delphiniden 
hervorgegangen. 


*) J. Müller. Bericht über ein neu entdecktes Cetaceum aus Radoboj, 
Delphinopsis Freyeri. Sitzungsber. d. kais. Akad. d. Wiss. Wien 1853, X. Bd., I. Abt., 
pag. 84. (Die Tafel in Bd. XV, 1855, II. Abt., pag. 345.) 

H.v. Meyer. Delphinopsis Freyeri Müll. aus dem Tertiärgebilde von Radoboj 
in Kroatien. Palaeontographica XI, 1863—1864, pag. 226, Taf. XXXIV. 

J. F. Brandt. Untersuchungen über die fossilen und subfossilen Cetaceen 
Europas. Mem. Acad. St. Petersbourg, VII. ser., Vol. XX, No. 1, 1873, pag. 281. 

W. Kükenthal. Untersuchungen an Waltieren, l. c. pag. 255—258. 

OÖ. Abel. Über die Hautbepanzerung fossiler Zahnwale. Beiträge zur Paläont. 
u. Geol. Öst.-Ung. u. d. Orients. Wien, XIII. Bd., 1901, pag. 301, Taf. XX, Fig. 1—3. 

Derselbe. Les Dauphins longirostres etc., Fig. 8, pag. 21—24 (Fig. 8 Kopie 
nach v. Meyer). 


°) J. F. Brandt. Untersuchungen, 1. c. pag. 281. 


6) P. Gervais in P. Gervais et P. J. van Beneden. Osteographie des 
Cetaces vivants et fossiles. Paris 1880, pag. 497. 


nn — mie: 


[1 1] Eine Stammtype der Delphiniden aus dem Miocän der Halbinsel Taman. 385 


neben Heterodelphis als Anhang zu der Darstellung von Champsodelphis; 
auch Zittel!) stellt die Gattung, allerdings mit Vorbehalt, zu den 
Platanistiden (im Sinne Flowers) und in derselben Familie wird 
sie auch von Trouessart?) angeführt. 

Schon die Form der Armknochen weist jedoch der Gattung 
Delphinopsis einen Platz in der Nähe von Phocaena an®). Dazu kommt 
die ausgedehnte Hautbepanzerung der Brustflosse und die geringe 
Größe des sarmatischen Zahnwales. Aus diesen Gründen halte ich 
Delphinopsis Freyeri für eine Type, welche mit Phocaena und Neomeris 
nahe verwandt ist, aber durch die ausgedehntere Bepanzerung der 
Brustflosse einen primitiveren Rang einnimmt als die beiden lebenden 
Phocaeninengattungen. 

Eine zweite fossile Type, welche zu derselben Gruppe gehört, 
ist Protophocaena minima Abel aus dem Bolderien von Antwerpen ®). 
Von dieser Art liegt nur das Rostrum einschließlich der Nasal- 
region vor; es gehörte einem alten Tiere an, da die Knochen stark 
synostosiert sind. Das Fragment ist stark gerollt. 

In der Größe stimmt Protophocaena minima mit Palaeophocaena 
Andrussowi ziemlich überein; die belgische Type dürfte nur um 
weniges größer gewesen sein, doch ist zu beachten, daß der aus dem 
Bolderien von Antwerpen stammende Rest einem alten, der Schädel 
von der Halbinsel Taman aber einem noch nicht völlig erwachsenen 
Tiere angehörten. 

Da von Protophocaena nur das Rostrum, von Palaeophocaena nur 
die Schädelkapsel vorliegt und nur lie Nasenregion an beiden Stücken 
erhalten ist, so muß sich leider der Vergleich zwischen beiden Typen 
auf diesen Abschnitt des Schädels beschränken. Es ist wichtig, daß 
bei beiden Typen die Praemaxillaria die Nasenöffnung 
seitlich umfassen und nicht wie bei Phocaena nur bis 
zur halben Länge der oberen Nasenöffnung reichen; es 
ist dies ein primitiver Charakter, den wir auch noch 
bei der lebenden Neomeris antreffen, während bei 
Phocaenadie oberenEndenderZwischenkiefer zurück- 
sebildet sind. 

Im Jahre 1859 beschrieb Huxley?°) aus einem blauen tertiären 
Tone von Parimoa bei Kakaunui auf Neuseeland den Humerus eines 
Zahnwales als Phocaenopsis Mantelli. Nach Huxley gehört der (l. ce. 
pag. 672, Fig. 3 und 4) abgebildete Humerus der linken Körperhälfte 
eines Zahnwales an, welcher mit Phocaena commwunis Less. sehr nahe 
verwandt ist. Zunächst muß bemerkt werden, daß der Humerus nicht 


!) K.A.v. Zittel. Handbuch der Paläontologie, IV. Bd., 1893, pag. 172. — 
Wenn Zittel (ibidem pag. 156) von der „Platanistidengattung* Neomeris spricht, 
ist dies wohl nur auf ein Übersehen dieses ausgezeichneten Paläontologen zurück- 
zuführen. 

?®) E. Troaessart. Catalogus Mammalium. Berlin 1898, pag. 1021. 

3) O0. Abel. Über die Hautbepanzerung fossiler Zahnwale, pag. 303. 

*) O0. Abel. Les Odontocetes du Bolderien d’Anvers. Mem. d. Musee d’Hist. 
nat. de Belgique (l. c.). 

5) Th. Huxley. On a Fossil Bird and a Fossil Cetacean from New Zealand. 
Quart. Journal XV, 1859, pag. 676, Fig. 3—4 (pag. 672). — Phocaenopsis Mantellüi, 


386 O0. Abel. [12] 


der linken, sondern der rechten Körperhälfte angehört und daß 
Huxley die Außenseite irrtümlich für die Innenseite des Knochens 
hielt; der Knochen zeigt aber überhaupt nicht die geringste Ähnlichkeit 
mit dem ÖOberarmknochen von Phocaena. Bei Phocaenopsis Mantelli 
ist am Vorderrande des Humerus an der Stelle der rudimentär ge- 
wordenen Deltaleiste ein kräftiger Höcker vorhanden, welcher bei 
Phocaena niemals zu beobachten ist; das Caput humeri ist viel kleiner 
als bei Phocaena,; ferner ist der Humerus von Phocaenopsis Mantelli 
unterhalb des Oaput humeri fast ebenso stark als am distalen Ende, 
während das letztere bei Phocaena in sagittaler Richtung viel stärker 
verbreitert ist und eine fächerförmige Gestalt besitzt; endlich ist der 
Humerus von Phocaenopsis bedeutend größer als von Phocaena. 

Phocaenopsis Mantelli gehört somit keineswegs in die nächste Ver- 
wandtschaft von Phocaena communis, wie Huxley meinte; diese Form 
erinnert in ihrem ganzen Baue weit eher an Zurhinodelphis !) oder 
an den Humerus von Physeter?). Ich möchte also vermuten, daß der 
Humerus von Parimoa einem Zahnwale aus der Familie der Eurhino- 
delphiden angehörte, da namentlich auch die Größe dafür sprechen 
würde, während die Physeteriden nur relativ große Typen umfassen. 
Von einer Verwandtschaft mit den Phocaeninae kann keine Rede sein. 

Die von du Bus zur Gattung Phocaenopsis gestellten kleinen 
Zahnwale aus dem Bolderien von Antwerpen, Phocaenopsis cornutus 
du Bus?) und Ph. Scheynensis du Bus®), gehören nicht zu der 
Huxleyschen Gattung; Phocaenopsis Scheynensis gehört zur Gattung 
Acrodelphis®), Phocaenopsis cornutus ist eine neue Gattung der 
Delphiniden 6); beide können daher bei einem näheren Vergleiche 
mit Palaeophocaena außer acht gelassen werden. 

Die Vorderextremität eines Zahnwales aus der sarmatischen 
Stufe von Kischenew in Südrußland, welcher von Nordmann’‘) als 
Phocaena euwxinica beschrieben wurde, gehört zur Gattung Acrodelphis 
und wurde schon von Brandt®) mit Acrodelphis (Champsodelphis) 
Fuchsii Brdt. aus dem sarmatischen Tegel Wiens identifiziert. 


1) O. Abel. Die Sirenen der mediterranen Tertiärbildungen Österreichs. 
Abhandl. d. k.k. geol. R.-A. Wien, XIX. Bd., 2. Heft, pag. 184, Textfig. 23. — Von 
Eurhinodelphis ist der Humerus aus Parimoa durch kleineres Caput humeri sowie 
durch den scharf abgesetzten Höcker an Stelle der Deltaleiste unterschieden. 

2) W. H. Flower. On the Östeology of the Cachalot or Sperm-Whale 
(Physeter macrocephalus). Transact. zool. Soc. London VI, Part. VI, 1867, pl. 61, 
Fig. 1 und 3. — Physeter unterscheidet sich von Phocaenopsis, abgesehen durch 
die weit bedeutendere Größe, durch einen sehr großen, halbkugeligen Kopf des 
Humerus; übereinstimmend ist nur die Gestalt des Deltahöckers. 

®») Du Bus. Mammiferes nouveaux du Crag d’Anvers. Bull. Acad. roy. Belg,, 
41. annee, Qme ser., T. XXXIV. Bruxelles 1872, pag. 500. 

#) Du Bus. Ibidem, pag. 499. 

°) O. Abel. Les Odontocetes du Bolderien d’Anvers. M&m. Mus. roy. d’Hist. 
nat. de Belgique. (Im Erscheinen begriffen.) — Acrodelphis Scheynensis du Bus sp. 

6) 0. A bel. Ibidem. — Pithanodelphis n.g., Pithanodelphis cornutus du Bus sp. 

”), A.v. Nordmann. Paläontologie Südrußlands. Helsingfors 1858, pag. 350 
u. 351, Taf. XXVIL, Fig. 6—8. — Phocaena euxinica fossilis Nordm. 

®s, J. F. Brandt. Untersuchungen über die fossilen und subfossilen Cetaceen 
Europas. M&m, de l’Acad. Imp. des Sciences, St. P&tersbourg, VllIe ser., XX, 1873, 
pag. 269. — ?Champsodelphis Fuchsü Brdt. 


[13] Eine Stammtype der Delphiniden aus dem Miocän der Halbinsel Taman. 387 


Somit sehen wir, daß in der Subfamilie Phocaeninae der Familie 
der Delphiniden nur folgende Typen zu vereinigen sind: 


Arten und Gattungen der Phocaeninae. 


Name | Geologisches Alter | Vorkommen 
1. Palaeophocaena Il. Mediterranstufe Halbinsel T 
Andrussowi Abel (Mittelmiocän) Anne ala 


a er mmıma | Bolderien (Obermiocän) Antwerpen 


3. Delphinopsis Freyeri | Sarmatische Stufe (Ober- 


Man. Mlöcän) Radoboj (Kroatien) 


4. Neomeris phocaenoides Flüsse Indiens u. Japans; 
. en Gegenwart Küste von Malabar '), Kap 


der Guten Hoffnung?) 


Schwarzes undAsowsches 


5. Phocaena relicta Abel Gegenwart Mekr 


Nordatlantischer u. Nord- 
pacifischer Ozean, Nord- 
see, Mexiko; lebt litoral, 
steigt oft in die großen 
Ströme auf (Seine, Schel- 
de, Elbe, Themse etc.) 


Gegenwart (im Norfolk 


6. Phocaena communis 5 
„Preglacial Forest Bed‘“?) 
3 


Lesson 


rest. Küste Südamerikas: Mün- 
7. Phocaena spinipinnis 


d des Rio de La Plata, 

Barmı Gegenwart ung des ee a Plata 

8. Phocaena Daihi True Gegenwart Kaskn nd 
Sound 


1) T'ype des Delphinus phocaenoides. Cu vier, Regne animal, 2me edit., I, 1829, 
pag. 291. — No. A. 3087 im Museum d’Hist. nat. in Paris. — Dussumier coll. — 
F. W. True, Bull. U. S. Nat. Mus. No. 36, 1889, pag. 114. 

2) No. A.3086 im Museum d’Hist. nat. in Paris. — F. W. True, l.c. pag. 114. 

>) E. T. Newton. Some Additions to the Vertebrate Fauna of the Norfolk 
„Preglacial Forest Bed“ with Description of a New Species of Dear (Cervus rectus). 
— Geol. Mag. VI. 1889, pag. 149, pl. IV, Fig. 4 u.4a. — (Der fünfte oder sechste 
Caudalwirbel eines kleinen Delphiniden, der nach Newton mit dem Braunfische 
identisch ist. Es ist jedoch zu bemerken, daß ein so dürftiger Rest kaum zur 
Identifizierung ausreicht.) 

4) Phocaena spinipinnis Burm. — Phocaena Philippü Perez in litt. — Acantho- 
delphis (Phocaend) Philippii Perez Canto. — R. A. Philippi. Los Delfinos de la 
Punta Austral de’ la America del Sur. Anal. Mus. Nac. Chile, Sec. I, Zool., No. 6, 
1893, pag. 1—18, pl. 1-5. — Derselbe. Los Cräneos de los Delfines Chilenos. 
Ibidem, No. 12, 1896, pag. 1—20, pl. 1—6. — F. W. True. On Species of South- 
American Delphinidae described by Dr. R. A. Philippi in 1893 and 1896. Proceed. 
Biolog. Soc. Washington, XVI, Nov. 12, 1903. pag. 136 u. 137. 


388 O. Abel. [14] 


Alle diese Formen zeichnen sich durch geringe Körpergröße 
aus; drei unter ihnen (Delphinopsis, Neomeris, Phocaena) sind durch 
den Besitz knöcherner Tuberkeln in der Haut gekennzeichnet, welche 
den letzten Rest einer ausgedehnteren Hautbepanzerung darstellen. 

Dieser Hautpanzer ist bei den beiden ältesten Typen, Proto- 
phocaena und Palaeophocaena, noch nicht nachgewiesen, doch ist es 
sehr wahrscheinlich, daß auch bei ihnen ein solcher vorhanden war. 

Palaeophocaena vereinigt Charaktere der beiden lebenden Gat- 
tungen Neomeris und Phocaena. Neomeris ist unter diesen beiden die 
primitivere Type, wie aus dem Fehlen der Rückenflosse und kräftiger 
Hautpanzerung auf der ganzen Rückenlinie, der Form des oberen 
Praemaxillarendes und endlich aus der kürzeren Schnauze hervor- 
seht. Die Ausbildung des oberen Praemaxillarendes haben Proto- 
phocaena und Palaeophocaena mit Neomeris gemein. Neomeris scheint 
schon sehr frühzeitig die fluviatile Lebensweise angenommen zu haben, 
zu einer Zeit, da noch keine Rückenflosse bei dieser Gattung der 
Odontoceten zur Entwicklung gekommen war, und hat infolgedessen 
primitive Charaktere bewahrt, wie wir dies bei vielen anderen isolierten 
Typen antreffen, unter den Cetaceen beispielsweise bei /nia, Ponto- 
poria und Platanista. 

Die Phocaeninae, ein zweifellos sehr alter Stamm, sind erst im 
mittleren Miocän mit Sicherheit nachzuweisen. Das miocäne Mittel- 
meer, welches das heutige Mittelmeer durch eine Meeresstraße am 
Außenrande der Alpen und Karpathen mit dem Schwarzen Meere 
verband, beherbergte nur eine Type im Bereiche des Pontus, Palaeo- 
phocaena Andrussowi. Eine zweite Type lebte im oberen Miocän an der 
atlantischen Küste, wo im Becken von Antwerpen ihre Reste angetroffen 
worden sind; dies ist Protophocaena minima. Die dritte Type, welche 
wir den Phocaeninae angereiht haben, ist Delphinopsis Freyeri aus der 
sarmatischen Stufe; zu dieser Zeit sind also noch Phocaeninen in 
dem großen mitteleuropäischen Binnenmeere vorhanden gewesen, 
welches sich weit nach Asien erstreckte. 


III. Die Phocaenaart des Pontus. 
(Figur 3 und 4.) 


Phocaena relicta n. sp. 


Delphinus phocaena. A. v. Nordmann: ÖObservations sur la Faune pontique, in 
A. de Demidoff, Voyage dans la Russie meridionale, III. Paris 1840, 
pag. 64. 

Phocaena communis. A. v. Nordmann: Paläontologie Südrußlands. Helsingfors 
1858, pag. 350. Mi 

Phocaena communis. St. OÖstroumoff: Über die Delphine des Schwarzen Meeres. 
Revue des sciences naturelles. St. Petersbourg 1892, Nr. 6. 

Phocaena communis. K. Satunin: Vorläufige Mitteilungen über die Säugetierfauna 
der Kaukasusländer. Zool. Jahrb., Abt. f. System. ete., IX. Jena 1897, pag. 314. 


Um die Frage zu entscheiden, ob die pontische Art des Braun- 
fisches mit der atlantischen Type identisch ist oder nicht, erbat ich mir 
von Herrn Sergius Zernow, Direktor der biologischen Station der 


[15] Eine Stammtype der Delphiniden aus dem Miocän der Halbinsel Taman, 389 


kais. russischen Akademie der Wissenschaften in Sebastopol, Skizzen 
und Schädel der Phocaena des Schwarzen Meeres. Herr S. Zernow 
übersandte mir den Schädel und zwei vortreffliche Photographien 
eines trächtigen Weibchens und ich erlaube mir, Herrn Direktor 
S. Zernow für seine große Bereitwilligkeit und die liebenswürdige 
Unterstützung meiner Studien wärmstens zu danken. 

Bei einem Vergleiche mit der Phocaena communis des Atlantischen 
Ozeans fallen sofort einige wesentliche Unterschiede der Phocaena 
des Schwarzen Meeres in die Augen. 


Fig. D7) 


Phocaena relieta Abel. (Fig. 3 von oben. — Fig. 4 von rechts.) 


Trächtiges Weibchen, gefangen an der Krimküste am 27. Jänner 1903. 
Nach zwei in der biologischen Station der kais. russ. Akademie der Wissenschaften 
in Sebastopol angefertigten Photographien reduziert auf ein !/,, natürlicher Größe. 

Länge des Tieres: 137 cm. 


(In Fig. 4 am Vorderrand der Rückenflosse spitze Tuberkeln als Reste der früheren 
Hauptbepanzerung sichtbar. — In Fig. 3 der mediane Hautkamm auf dem Caadal- 
ende des Rückens sichtbar. — Die Körperform in Fig. 4 erscheint etwas verzerrt, 
weil das Tier während des Photographierens am Schwanzende aufgehängt war.) 


Während das Profil der Schädelkapsel von Phocaena communis 
ein stark gewölbtes Supraoceipitale zeigt, welches von dem am weitesten 
nach vorn vorgeschobenen Punkte der Medianlinie sehr seicht nach 
hinten abfällt, ist das Hinterhaupt bei der pontischen Form sehr steil, 
so daß das Supraoceipitale mit den Gesichtsknochen einen Winkel 
einschließt, wie wir ihn z. B. bei Delphinus delphis antreffen. Die 
Temporalgrube ist bei Phocaena relicta weit größer als bei Phocaena 
commaunis, die Orbita kleiner und der Arcus supraorbitalis viel stärker 
sekrümmt. Die knöchernen Nasenöffnungen sind kleiner als bei Phocaena 


Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (0. Abel.) 50 


390 | 0. Abel. [16] 


commmunis und weiter nach hinten verschoben. Die Orbitalflügel sind 
kürzer als bei der atlantischen Form und das Rostrum beginnt breiter, 
ist aber länger als bei Phocaena communis. 

Eine Reihe anderer Unterschiede in den Umrissen der einzelnen 
Schädelknochen ist dagegen kaum von wesentlicher Bedeutung. Ver- 
gleicht man eine größere Anzahl von Schädeln der Phocaena communis, 
wie dies z. B. in dem an Öetaceen so reichen Museum in Brüssel 
möglich ist, so sieht man, daß die Schädelformen des Braunfisches 
in sehr großen Variationsgrenzen schwanken. 

Wichtiger ist dagegen die Form der Zähne. Bei Phocaena communis 
sind die röhrenförmigen, hypselodonten Wurzeln scharf von der lateral 
comprimierten Krone abgesetzt, deren Profil etwa drei Vierteilen 
eines Kreises entspricht. Die Ränder der Krone sind bei den mittleren 
Öberkieferzähnen scharf und schneidend, bei den hinteren gelappt. 
An den vorderen Oberkieferzähnen sowie den Zwischenkieferzähnen 
ist die Krone dagegen bedeutend verlängert, so daß der Zahn ein 
stiftförmiges Aussehen erhält. 

Ganz verschieden ist die Bezahnung der Phocaena relicta. Hier 
zeigen nur die letzten fünf bis sechs Zähne eine Kronenform wie 
bei Phocaena communis, die Kronen der anderen Zähne sind nur 
durch eine sehr unbedeutende Einschnürung von der Wurzei getrennt 
und die Wurzel geht allmählich in die Krone über. Diese ist nicht 
abgerundet, sondern meißelförmig, Sehr auffallend ist die starke 
Krümmung der Wurzel an allen Zähnen des Oberkiefers. Die Wurzeln 
sind von innen sehr schräg nach vorn nach außen gekrümmt und 
die Krümmung ist so stark, daß sie fast die Hälfte eines Kreises 
beträgt, am stärksten an den hintersten Zähnen. Ferner ist es be- 
achtenswert, daß das Wurzelende bei allen Zähnen geschlossen ist 
und die Wurzeln in der unteren Hälfte stark angeschwollen sind. 

Die Unterkieferzähne sind gerader gestreckt; die Wurzeln sind 
aber auch hier im unteren Teile sehr stark verdickt und das Wurzel- 
ende geschlossen. Die Zahnformel ist: 

27 — 27 

25 — 22. 
Die letzten vier Zähne des linken Oberkiefers haben keine Antagonisten 
im Unterkiefer. 

Durch die Gestalt der Zähne unterscheidet sich also Phocaena 
relicta sehr wesentlich von Phocaena communis. Eine große Ähnlich- 
keit, besteht dagegen mit den Zähnen der Phocaena spinipinnis, doch 
sind bei dieser die Zähne stärker reduziert; im Oberkiefer sind nur 
16 Zähne vorhanden (zwei davon im Zwischenkiefer), im Unterkiefer 17. 
Bei der südamerikanischen Art sind die Kronen meißelförmig und die 
Wurzeln stark angeschwollen wie bei Phocaena relicta. 

Die Hautfärbung der Phocaena-Art des Schwarzen Meeres ist 
nahezu dieselbe wie bei Phocaena communis. 

Am Vorderrande der Rückenflosse sind zahlreiche kleine Tuberkeln 
als Reste einer früheren Hautbepanzerung sichtbar, so wie dies auch 
bei Phocaena communis, Ph. spinipinnis und Ph. Dallvi der Fall ist. Die 
Form der Rückenflossen gleicht am meisten jener von Ph. communis. 


[17] Eine Stammtype der Delphiniden aus dem Miocän der Halbinsel Taman. 39] 


Am hinteren Körperende ist ein dorsaler und ventraler Haut- 
kamm sichtbar, doch ist derselbe nicht so stark entwickelt, als dies 
nach den Abbildungen Burmeisters bei Phocaena spinipinnis und 
der Zeichung von W. H. Dall bei Phocaena Dallii der Fall zu sein 
scheint. Ich möchte indessen nicht daran zweifeln, daß in der Tat 
solche Kämme bei diesen Delphinen ausgebildet sind, wenn auch 
F. W. True dies für fraglich hält). 


IV. Zusammenfassung. 


Außer der Phocaena-Art leben im Schwarzen Meere zwei Delphine, 
nämlich Tursiops tursio und Delphinus delphis?). Diese beiden Zahn- 
wale sind im Mittelmeere sehr häufig, während Phocaena relict« und 
Phocaena communis niemals im ganzen Bereiche des Mittelmeeres 
angetroffen worden sind. Vielleicht ist der größere Salzgehalt dieses 
Meeres die Ursache, dab dasselbe vom „Meerschwein“ gemieden wird; 
dieser Delphin bevorzugt ohne Zweifel die schwachsalzigen Fluß- 
mündungen und steigt mit Vorliebe in die Ströme auf. 

Die gleiche Vorliebe für fluviatile Lebensweise treffen wir bei 
der nächstverwandten Gattung Neomeris. Es ist auffallend, daß auch 
Palaeophocaena Andrussowi in den Ablagerungen eines Meeres ange- 
troffen wurde, welches die Grenze zwischen dem östlichen Ende des 
miocänen Mittelmeeres und dem brackischen Binnenmeere mit stark 
wechselndem Salzgehalte bildet, welches ungefähr das Gebiet des 
heutigen Pontus einnahm. Auch Delphinopsis, Freyeri ist in den Ab- 
lagerungen eines Meeres gefunden worden, welches keinen normalen 
Salzgehalt besessen haben dürfte; derselbe scheint im sarmatischen 
Binnenmeere örtlich und zeitlich bedeutend geschwankt zu haben. 

Es läßt sich hieraus vielleicht der Schluß ziehen, daß diese 
primitive Gruppe der Delphiniden sich an der Meeresküste entwickelte, 
die litorale Lebensweise beibehielt, vorzugsweise brackische Gewässer 
aufsuchte und sich schon frühzeitig in die Flüsse zurückzog. Das 
große Verbreitungsgebiet der Gattung Neomeris ist unschwer durch 
Wanderungen dieser Type entlang den Küsten Afrikas und Asiens zu 
erklären; nur am Kap der Guten Hoffnung, in Indien und in Japan 
hat sich diese Type erhalten und ist in den beiden letztgenannten 
Gebieten von der Küste aus in die Flüsse hinaufgezogen, während 
sie an den Küsten des Indopacifischen Ozeans verschwand. 

Daß die Vorfahren von Neomeris eine litorale Lebensweise 
geführt haben müssen, beweist das Fehlen einer Rückenflosse. Eine 
solche ist nicht etwa bei den Vorfahren vorhanden gewesen und wieder 
verloren gegangen; die Art der Rückenpanzerung bei Neomeris beweist, 
daß eine Rückenflosse bei ihren Vorfahren niemals vorhanden gewesen 
sein kann. 


ı) F. W. True. On Species of South American Delphinidae ete. Proceed. 
Biolog. Soc. Washington, XVI, November 12, 1903, pag. 137 (Fußnote). 
2) St. Ostroumoff. Über die Delphine des Schwarzen Meeres. Revue des 
Sciences naturelles. St. Petersburg 1892, Nr. 6. 
50* 


399 O. Abel. [18] 


Daß die Lokomotion bei den Phocaeninen, bei Neomeris sowohl 
als bei Phocaena, primitiver ist als bei den pelagisch gewordenen 
Odontoceten, beweist das Vorhandensein von eigentümlichen dorsalen 
und ventralen Hautkämmen vor der Schwanzflosse. Bei Neomeris 
phocaenoides ist ein dorsaler Hautkamm nur im embryonalen Stadium 
zu beobachten, bei Phocaena ist er auch im erwachsenen Zustande 
vorhanden; ein litoraler Zahnwal, der Narwal, besitzt gleichfalls einen 
dorsalen Längskamm noch im erwachsenen Zustande, ohne daß eine 
distinkte Rückenflosse zur Ausbildung kommt. 

Wenn wir uns vor Augen halten, daß Palaeophocaena Andrussowi 
als Stammform der Gattung Phocaena angesehen werden muß, so sind 
für das Vorkommen der Phocaena relicta im Pontus und im Asowschen 
Meere zwei Erklärungen möglich. Entweder ist die Gattung Phocaena 
im atlantischen Küstengebiete entstanden und erst in der Glazialzeit 
nach Herstellung der Verbindung zwischen Pontus und Mittelmeer in 
der Glazialzeit in das Schwarze Meer gelangt!) oder die Gattung 
Phocaena ist eine Type, die sich bereits im Miocän entwickelt hatte und 
sich einerseits im Pontus vom Miocän bis auf die Gegenwart erhalten, 
anderseits im Atlantischen und Pacifischen Ozean weiter ausgebreitet hat. 

Die obigen Auseinandersetzungen sollten zeigen, daß Phocaena 
eine sehr primitive Type ist, welche sich von Palaeophocaena Andrussowi 
aus dem Miocän nur wenig unterscheidet. Es ist darum sehr gut denkbar, 
daß die Entstehung der Gattung Phocaena schon in das Mioeän fällt und 
daß durch Abtrennung des Verbindungskanals am Außenrande der Alpen 
und Karpathen die Phocaena-Art des Pontus isoliert wurde. Daß die Ent- 
stehung der Gattung Phocaena in das Miocän fällt, wird durch die sehr 
nahe verwandte Gattung Protophocaena aus dem Bolderien von Antwerpen 
sehr wahrscheinlich gemacht, und daß sich auch nach Trockenlegung der 
Meeresstraße am Außenrande des Alpenbogens noch kleine gepanzerte 
Delphine in dem sarmatischen Binnenmeere aufhielten, wird durch den 
Fund der Delphinopsis Freyeri in Radoboj bewiesen. 

Im sarmatischen Meere haben sich auch noch andere Zahnwale 
erhalten, welche sich an der atlantischen Küste Europas im oberen 
Miocän wiederfinden: Acrodelphis Letochae Brdt. und Cyrtodelphis 
sulcatus Gerv. Aber diese gingen bald zugrunde und haben in der 
Fauna des Schwarzen Meeres keine Nachkommen hinterlassen. 

Das Fehlen der Gattung Phocaena im Mittelmeere 
in Verbindung mit dem Auftreten einer der lebenden 
Phocaena sehr nahestehenden Gattung im Miocän der 
Halbinsel Taman rechtfertigt den Schluß, daß die 
Phocaena-Art des Pontus nicht in der Glazialzeit nach 
Uberspringung des Mittelmeeres in den Pontus ein- 
gewandert ist, sondern eine Reliktentypedesmiocänen 
Mittelmeeres darstellt. 


!) Diese Hypothese vertritt N. Andrussow: Einige Resultate des Tiefsee- 
untersuchungen im Schwarzen Meere. Mitteil. d.k.k. geograph. Gesellsch. in Wien, 
1893, pag. 379. Derselbe. Kritische Bemerkungen über die Entstehungshypothesen 
des Bosporus und der Dardanellen. Sitzungsber. d. Naturforscher-Gesellsch. bei der 
Universität Jurjew (Dorpat), XVIII, 1900, pag. 295. 


Über Halitherium Bellunense, eine Übergangs- 
form zur Gattung Metaxytherium. 


Von ©. Abel. 
(Mit einer Textfigur.) 


Im Jahre 1875 beschrieb Baron A. de Zigno?!) aus dem Miocän 
von Cavarzana im Val delle Guglie bei Belluno Reste einer Sirene 
unter dem Namen Halitherium Bellunense. De Zigno bildete das 
Schädeldach, den Processus zygomaticus des rechten Squamosums, 
drei Molaren des linken Oberkiefers und das Vorderende des linken 
Zwischenkiefers ab. 

R. Lepsius?) hielt es für wahrscheinlich, daß diese Reste der 
höher spezialisierten Gattung Metaxytherium angehören, da der Zwischen- 
kiefer mit seinen starken Stirnfortsätzen und die Stoßzähne viel zu 
groß für ein Halitherium seien. Die tief einschneidenden Furchen geben 
nach Lepsius den Molaren den Charakter der Zähne von Metaxytherium, 
nur sind die Kronen etwas kegelförmiger gebaut als bei den fran- 
zösischen Arten dieser Gattung. 

A. de Zigno?) verteidigte später gegen R. Lepsius seine 
frühere Bestimmung der Sirene von Belluno als eine Art der Gattung 
Halitherium. 


Gelegentlich der Mitteilung über die Sirenen der mediterranen 
Tertiärbildungen Österreichs ) ließ ich die Frage unentschieden, zu 
welcher Gattung die von Zigno beschriebenen Sirenenreste von Belluno 
zu stellen seien. Es war mir daher das Anerbieten meines Freundes 
Dr. G. DalPiaz sehr willkommen, welcher mir den im geologischen 
Museum von Padua befindlichen Kieferrest mit den Molaren für eine 
nähere Untersuchung zur Verfügung stellte. 


) A.deZigno. Sireniü fossili trovati nel Veneto. Memorie Istit. Veneto. Vol. 
XVII, Parte III, pag. 438—441, Tav. XIV—XV. 

?) R. Lensius. Halitherium Schinzi, die fossile Sirene des Mainzer Beckens. 
Abhandl. d. Mittelrhein. geol. Ver., I. Bd., 2. Lief., Darmstadt 1882, pag. 179. 

3) A. de Zigno. Quelques observations sur les Sir@niens fossiles. Bull. Soc. 
Geol, France, 3e ser., t. XV, 1886 et 1837, Paris 1887, pag. 728. 

4) O. Abel. Die Sirenen der mediterranen Tertiärbildungen Österreichs. 
Abhandl. d. k.k. geol. R.-A. in Wien, XIX. Bd., 2. Heft, Wien 1904, pag. 8 u. 215. 


Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 2. Heft. (O. Abel.) 


394 0. Abel. [2] 


Dimensionen (in Millimetern): 


Länge des sichtbaren Teiles des großen Incisiven im 
Zwischenkiefer!) . . 30:0 

Größter Durchmesser des ‘ovalen Querschnittes des- 
selben Incisiven, 30 mm von der Spitze entfernt!) 18:0 

Kleinster Durchmesser desselben Zahnes an derselben 


Stelle) 2. 80 
Wurzeldurchmesser des letzten Prämolaren des Ober- 
kiefers, an der Alveole gemessen . . u a 
Länge von M,; + M,;, + M, des Oberkiefers NiEnF6CH 
Länge des M, des Oherkiefers BE" st rn A 
„srl, 123 des KOhberkiefens 1. 12.» IN. EI 
4 „ M3 des Oberkiefers . . N | 
Breite des M, (am Nachjoch) des Öberkiefers . Be 
5 2 m, (am Vorjoch) des Oberkieferss . . . 23:0 
& „ Ms (am Nachjoch) des Oberkiefers. . . 21:5 
i „ M, (am Vorjoch) des Oberkiefers . . . 240 
3 „ MM; (am Nachjoch) des Oberkiefers. . . 22:5 
Höhe des M, (im Hypocon) des Oberkiefers . . . 135 
h »„ M; (im Hypocon) des Oberkiefers . . . 155 
; „ NM, (im Protocon) des Oberkiefers .. . . 160 


Eine neuerliche Prüfung des Oberkieferfragments ergab, daß die 
Sirene von Belluno nicht in die Gattung Metaxytherium eingereiht werden 
kann, sondern als ein Glied der durch Halitherium Schinzi Kaup 
charakterisierten älteren und phylogenetisch tiefer stehenden Gruppe 
betrachtet werden muß, die unter dem Gattungsnamen Halitherium 
zusammenzufassen ist. Die Untersuchung zeigte ferner, daß wir es in 
Halitherium Bellunense de Zigno mit einer Übergangstype zu tun 
haben, welche Charaktere der Gattungen Halitherium und Metaxytherium 
verbindet und somit eine bisher nicht entsprechend gewürdigte Zwischen- 
form dieser beiden genetisch eng verbundenen Gattungen darstellt. 

A. de Zigno bildete (l. c. Tav. XV, Fig. 3—5) das vorliegende 
Original ab, brachte aber nur drei Molaren zur Darstellung. Dieselben 
entsprechen jedoch nicht, wie de Zigno glaubte, den drei letzten 
Molaren, sondern den drei vorderen Molaren, während der letzte 
vierte Molar fehlt. Außer diesen drei Zähnen, von welchen M, und 
M, in tadelloser Erhaltung, M, dagegen in stark beschädigtem Zustande 
vorliegen, ist noch vor dem ersten Molaren an derselben Stelle wie 
bei Halitherium Schinzi (R. Lepsius, 1. e. Taf. III, Fig. 22), nämlich 
vor dem Protocon des M,, ein Prämolar vorhanden, von welchem 


aber nur die Wurzel vorliegt; er war einwurzelig wie bei Halitherium 


Schinzi. 

Uber den ersten Molaren läßt sich wenig sagen, da er stark 
abgekaut ist und der größte Teil der Krone fehlt. Die Außenwand 
dieses Zahnes ist mit starken longitudinalen Falten bedeckt, welche 
auf dem zweiten und dritten Molaren fehlen. Er ist der kleinste 
unter den drei Molaren. 


Y Nach A. de Zigno, ]. c., 1875, pag. 440 u. 441. 


[3] Über Halitherium Bellunense., 39 


Halitherium Bellunense de Zigno. 


Der letzte P und die drei vorderen M des linken Oberkiefers. 


(Natürliche Größe.) 


Fundort: Cavarzana im Val delle Guglie bei Belluno. — Geologisches Alter: Unter- 
miocän. — (lm geologischen Institut der Universität Padua.) 


Erklärung der Abkürzungen: 


pr = Protocon. 
pl = Protoconulus. 
pa — Paracon. 
hy = Hypocon. 
Ä ml = Metaconulus. 
me — Metacon. 
t, — vorderer Talon. 
t, — hinterer Talon. 


db — inneres Basalband. 


396 O. Abel. [4] 


Der zweite Molar ist namentlich am Vorjoche angekaut, aber 
die Usurflächen sind noch klein. Am stärksten abgenutzt ist der 
Protocon !), dann folgt der Paracon, Protoconulus, Metaconulus, Metacon 
und endlich der Hypocon, welcher nur eine verschwindend kleine, 
15 mm lange und 1 mm breite Schliffläche zeigt. 


Der vordere Talon t, ist transversal gestellt, von den Höckern 
des ersten Joches durch eine tiefe Querfurche getrennt und geht 
allmählich in den Paracon über, während er sich an den Protocon 
lappenförmig anlegt. Die beiden Joche sind durch ein sehr kräftiges 
Basalband an der Innenwand des Zahnes verbunden, welches auf der 
Zignoschen Abbildung (l. e. Tav. XV, Fig. 55) gut zur Darstellung 
gebracht ist. Der hintere Talon f, beginnt an dem hinteren Abfalle 
des Hypocons, von dessen Spitze sich ein Kamm fast senkrecht herab- 
zieht, biegt dann plötzlich ab und verläuft als ein transversaler, an 
der Vorderseite stark gefältelter Kamm parallel zum Nachjoch gegen 
die Basis des Metacons; er ist vom Nachjoch durch ein tiefes Quertal 
getrennt. 

Die drei Höcker des Vorjoches liegen in einer Linie, während 
der Metaconulus ein wenig aus den drei Höckern des Nachjoches nach 
vorn herausgeschoben ist. Das Quertal zwischen den Jochen ist breit 
und sehr tief, das Nachjoch infolge der weit geringeren Abkauung 
höher als das Vorjoch; sekundäre Nebenzapfen sind in den Tälern 
nicht vorhanden. 

Der dritte Molar ist der größte der drei Molaren, liegt tiefer 
als der zweite Molar in den Oberkiefer eingesenkt, ist noch nicht 
angekaut und war also ohne Zweifel noch nicht funktionell. Eine 
interstitiäre Reibungsfläche gegen die Vorderwand des letzten Molaren 
ist nicht zu beobachten und der letztere hatte also noch nicht den 
Oberkiefer durchbrochen, sondern lag noch im Keimsack. 


Der vordere Talon ist kürzer als an dem zweiten Molaren 
und dadurch ausgezeichnet, daß er in dem Zwischenraume zwischen 
Protocon und Protoconulus eine stärkere Anschwellung zeigt. Er legt 
sich ganz ebenso wie an dem zweiten Molaren an den Protocon an und 
geht in einem steil ansteigenden Bogen bis zur Spitze des Paracons. 


Das innere Basalband ist am dritten Molaren bis auf ein ganz 
unbedeutendes Fältchen an der inneren Wand des Protocons verloren 
gegangen, so daß das Quertal zwischen den beiden Hauptjochen keinen 
inneren Abschluß findet, sondern frei endet. 


Der hintere Talon zeigt denselben Verlauf wie am zweiten 
Molaren; durch eine in der Medianlinie des Zahnes gelegene Ein- 
kerbung ist der beginnende Zerfall des hinteren Talons in zwei 
Höcker angedeutet. 

Wie gewöhnlich sind Protocon, Metaconulus und Hypocon die 
höchsten Höcker; der Protoconulus endet nicht in einer kegelförmigen 
Spitze, sondern ist an seinem hinteren Abfalle gegen das transversale 


!) Vgl. die Entwicklung der Oberkieferzähne der Halicoriden in den „Sirenen 
der mediterranen Tertiärbildungen Österreichs“, 1. c. 1904, pag. 145 —152, Taf. I, 
Textfig. 15—18 (pag. 149). 


[5] Über Halitherium Bellunense. 397 


Haupttal grubig vertieft ; eine ebensolche grubige, aber etwas schwächere 
Einsenkung zeigt der hintere Abfall des Metaconulus. 

Die drei Höcker des Vorjoches liegen in einer Reihe; der 
Metaconulus ist wie am zweiten Molaren nach vorn herausgedrängt, 
und zwar etwas weiter als am zweiten Molaren, und legt sich dicht 
an den Hypocon an. 

Das quere Haupttal ist sehr tief und der Zahn höher als der 
vorhergehende. 

Ohne Zweifel gehört das vorliegende Kieferbruchstück einem 
Jungen Tiere an, wie die geringe Abkauung des zweiten Molaren als auch 
der Umstand beweisen, daß der dritte Molar noch nicht die Kaufläche 
erreicht hat. Der vierte, letzte Molar muß also noch im Keimsack 
gelegen haben. Um so auffallender ist es, daß außer der Wurzel des 
letzten Prämolaren (P,) keine Spur von anderen Prämolaren vorliegt. 
Es muß sonach die Prämolarenreihe bei Halitherium Bellunense schon 
sehr stark reduziert gewesen sein; während bei Halitherium Schinzi 
Kaup im Oberkiefer vor dem M, noch drei P zu beobachten sind, 
ist bei Halitherium Bellunense Zigno nur der letzte Prämolar vor dem 
ersten Molaren erhalten geblieben. 

R. Lepsius meinte, daß die Stoßzähne der Sirene von Belluno 
„viel zu groß für ein Halitherium“ seien. Nach den von A. de Zigno 
mitgeteilten Maßen und der Abbildung (l. c. Tav. XV, Fig. 1) ist dies 
allerdings der Fall. Während die Krone des Stoßzahnes von Halitherium 
Schinzi einen nur wenig lateral komprimierten Kegel darstellt, dessen 
Basis eine Ellipse von 10 X12 mm Durchmesser bildet, ist der Stoß- 
zahn von Halitherium Bellunense bedeutend kräftiger und stärker 
komprimiert, so daß der Querschnitt des Zahnes in einer Entfernung 
von 30 mm von der Spitze ein Oval von 18x 8 mm darstellt. Die 
Angabe de Zignos, daß der ganze sichtbare Teil des Zahnes „si 
monstrano composti di uno smalto bruno lucente“, kann ich leider 
nicht überprüfen, da mir dieser Rest nicht vorliegt; bei Halitherium 
Schinzi ist die schmelzbelegte Krone bedeutend kürzer und erreicht 
nur eine Länge von 13 —19 mm. Indessen spielen bei Halitherium 
sexuelle Unterschiede in der Dentition höchstwahrscheinlich ebenso 
eine Rolle wie bei Halicore und Felsinotherium!); da der Stoßzahn 
bei Halitherium Bellunense ziemlich weit aus der Alveole hervorragt 
(A.de Zigno, l.c. Tav. XV, Fig. 1), so ist das Zignosche Original 
möglicherweise ein Männchen. Der große Durchmesser des Zahnes (nach 
den Maßen Zignos) würde gleichfalls für diese Deutung sprechen. 


Wenn wir die Ergebnisse dieser Untersuchung zusammenstellen, 
so zeigt sich folgendes: 

1. Die Sirenenreste aus dem unteren Miocän von Cavarzana bei 
Belluno gehörten einem jungen Tiere an, da der M, noch nicht in 
die Kaufläche herabgerückt ist und keine Kauspuren zeigt. M, war 
ohne Zweifel.noch nicht durchgebrochen. 

2. Da die junge Sirene von Belluno ungefähr dieselben Dimen- 
sionen besaß wie ein altes Halitherium Schinzi, so muß ein erwachsenes 


‘) Die Sirenen der mediterranen Tertiärbildungen Österreichs, 1.c. pag. 163 u.164. 
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905. 55: Band, 2. Heft. (O. Abel.) 51 


398 O. Abel, [6] 


Tier bedeutend größere Dimensionen als die Sirene des Mainzer 
Beckens erreicht haben. 


3. Die starke Entwicklung des Stoßzahnes der Sirene von Belluno 
ist vielleicht als sexueller Charakter des Männchens zu betrachten. 


4. Die Sirene von Belluno erscheint in folgenden Punkten höher 
spezialisiert als Halitherium: 


a) durch die stärkere Reduktion der Prämolaren ; 


b) durch die bedeutendere Größe von M, und Ms, bei gleicher 
relativer Größe von Ms; 


c) durch tiefere Zerschlitzung der Quertäler der Molaren. 


5. Die Sirene von Belluno erscheint in folgenden Punkten tiefer- 
stehender als Metaxytherium : 


a) durch das Vorhandensein des letzten P; 


b) durch das Fehlen der sekundären Nebenzapfen in den Tälern 
der Molaren; 


c) durch die primitivere Beschaffenheit und den Verlauf des vorderen 
und hinteren Talons; 

d) durch die primitivere Anordnung der Haupt- und Nebenhöcker 
(Metaconulus nicht so weit wie bei Metaxytherium aus dem Nach- 
joche nach vorn abgedrängt — Protoconulus mit Protocon und 
Paracon in einer Linie liegend — Höcker neigen sich nicht so 
stark zusammen als bei Metaxytherium) ; 


e) durch das schmälere Schädeldach und die bogenförmigen starken 
Parietalleisten. 


6. Die Sirene aus dem Untermiocän von Belluno, 
welche ohne Zweifel in die genetische Linie: Halithe- 
rium—Metaxytherium—Felsinotherium gehört, erweist 
sich somit als eine Type, welche Charaktere von Meta- 
xytherium und Halitherium vereinigt und ist daherals 
eine Übergangstype zwischen beiden Entwicklungs- 
stufen anzusehen. Da sie sich aber engeran Halitherium 
als an Metaxytherium anschließt, kann man diese Type, 
ohne ihren Wert als Zwischenform zu beeinträchtigen, 
jener Gruppe der Halicoriden anreihen, welche durch 
Halitherium Schinzi Kaup gekennzeichnet ist und die 
tiefere Entwicklungsstufe repräsentiert. 


Gesellschafts-Buchdruckerei Brüder Hollinek, Wien II. Erdbergstraße 3, 


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Inbelt 


BE 2. Heft. 


"Die: ae des. Gollinger Schwarzen Berges. Von Prof. Ebe 
in Salzınrg, Mit 4 Zinkotypien.. im Text... 10%, 


"Über das jüngere Paläozoiecum an der. böbmise ‘ 
Erwiderung an Herrn Dr. W. Petrascheck ‚von D 
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Genogische Exkursionen im Gebiete des Liesing“ Ad ä 

- (Vorarbeiten für eine in Vorbereitung. befindliche 

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Die Zone des Actinocamax plenus in der Kreide 
des östlichen Böhmen. 
Von W. Petrascheck. 


Mit 1 Lichtdrucktafel (Nr. X) und 8 Zinkotypien im Text. 


Daß sich die Plänersandsteinstufe der schlesischen Geologen 
weit nach Böhmen hinein verfolgen läßt, ist eine altbekannte Tat- 
sache. Von Osten aus hat Beyrich diesen Horizont bis an die Ge- 
hänge des Aupaflußes verfolgt und in seiner geologischen Karte 
Niederschlesiens als selbständiges Glied zwischen dem cenomanen 
Quader und dem unterturonen Pläner ausgeschieden. Jokely!) dahin- 
gegen sprach sich nach seiner nur wenig später erfolgten Kartierung 
der Gegend von Jiöin bis Braunau dahin aus, daß. dieser Pläner- 
sandstein mit dem Quadermergel, das ist dem turonen Pläner, un- 
trennbar zusammengehöre. Auf den von ihm herrührenden Karten- 
blättern hat demnach der Plänersandstein dieselbe Farbe erhalten 
wie der darüberliegende Pläner. Wolf verfuhr gelegentlich der 
Aufnahme der Umgebung von Nachod in gleicher Weise. Er be- 
trachtete jedoch den Quadermergel Jokelys als ein Glied des 
Cenomans ?), ganz ebenso wie er damals den Grünsandstein der Gegend 
von Malnitz als zum Rotomagien gehörend auffaßte ?). Mit dem Vor- 
gehen Jokelys stimmt dasjenige überein, das in den Karten der natur- 
wissenschaftlichen Landesdurchforschung von Böhmen zum Ausdruck 
kommt. Es werden die über den Cenomanquadern liegenden Pläner- 
schichten zum Unterturon (Weißenberger Schichten) gestellt. Krej&t®) 
tut dies bei der Besprechung der ostböhmischen Kreide, ebenso wie 
Fri6>) bei der Behandlung der Weißenberger Schichten. Vorher 
war letztgenannter Autor geneigt, gewisse schwarzgraue Pläner von 
Schwadowitz (sie enthielten Janira cometa und Pecten laminosus) noch 


1) Jahrb. d. k. k. geol. R:-A. 1861—1862. Verhandl, pag. 174, Anmerkung. 

?) Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1865, pag. 186. 

®) Hier muß eingeschaltet werden, daß zur Zeit der ersten geologischen 
Kartierung des westlichen Böhmens bereits ein Plänersandstein die Geologen be- 
schäftigte. Es war dies aber nicht der im folgenden zu behandelnde Plänersand- 
stein Beyrichs,’sondern ein dem Mittelturon angehörendes, "nach Reuss (Ver- 
steinerungen der böhmischen Kreideformation, pag. 117) im Hangenden des Malnitzer 
Grünsandsteines liegendes Gestein. 

*) Archiv für die naturwissenschaftliche Landesdurchforschung von Böhmen. 
Bd. 1, Sekt. II, Vorbemerkungen. 

5) Daselbst. Bd. 1. 


Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (W. Petrascheck.) 52 


400 W. Petrascheck. [2] 


zu den Korycaner Schichten, also zum Cenoman zu stellen !). Allmäh- 
lich hat die Meinung, daß in Böhmen die Grenze zwischen Cemonan 
und Turon im allgemeinen mit der zwischen den liegenden Quader- 
sandsteinen und dem Pläner zusammenfalle, so festen Fuß gefaßt, 
daß Jahn noch kürzlich ?) ein von ihm entdecktes, aber noch nicht 
genauer beschriebenes Vorkommnis cenomanen Pläners bei Smrtek 
als vereinzelt bezeichnete. 

In den angrenzenden Teilen Schlesiens folgten bald auf die 
grundlegenden Arbeiten Beyrichs diejenigen von Kunth?°) und 
Drescher‘), in welchen beiden die über dem Üenomanquader 
liegenden kalkigtonigen Ablagerungen mit dem Mwytiloides-Pläner ver- 
einigt werden. Erst später hob Williger?°) hervor, daß sich im 
Unterturon eine unterste Lettenschicht mit Delemnites plenus von 
darüberfolgenden Mergelschiefern mit J/noceramus mytiloides unter- 
scheiden lasse. Er weist auch auf die inzwischen durch Barrois 
und Hebert aus Frankreich bekannt gewordenen analogen Verhält- 
nisse hin. Michael‘) endlich führte eine genaue Gliederung des 
Cenomans und Unterturons in der Gegend von Cudowa durch, Unter- 
suchungen, die sich auch auf den angrenzenden Teil des österrei- 
chischen Gebietes erstreckten. Hierbei wurde über den Quadern des 
Cenomans und unter dem Pläner mit Jnoceramus labiatus ein zum 
Cenoman gestelltes Schichtenglied, der Plänersandstein, sowie eine 
im Hangenden des letzteren befindliche glaukonitreiche Plänerbank 
als ein durch seine Fauna wohlcharakterisierter Horizont erkannt 
und auf der der Arbeit beigegebenen Karte in seiner Verbreitung 
genau zur Darstellung gebracht. 

Die von Drescher, namentlich aber von Williger — wie 
es dem Fernstehenden scheinen möchte — klar und richtig gedeutete 
Schichtfolge hat neuerlich durch Seupin?”) eine Umdeutung erfahren. 
Es läßt sich naturgemäß über seine vorläufige Mitteilung noch kein 
abschließendes Urteil fällen, sie scheint aber doch noch einer wei- 
teren Begründung zu bedürfen, eine Vermutung. die durch den soeben 
erschienenen Aufnahmsbericht Zimmermanns?®) eher gestärkt wird. 
Auch die Ergebnisse der Aufnahmen Beyrichs und Michaels 
sind in neuester Zeit dadurch verdunkelt worden, daß Flegel°) die 
Plänersandsteinzone teils als tiefste Schicht (Grenzquader) des Unter- 


!) Daselbst. Bd. 1. Korycaner Schichten, pag. 215. 

?) Vgl. Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1901, pag. 276 und 1904, pag. 299. 

®) Kreidemulde bei Lähn. Zeitschr. d. Deutsch. geol. Ges., Bd. 15 (1863), 
pag. 732. j 

*#) Kreidebildungen der Gegend von Löwenberg. Ibid. pag. 296. 

°) Die Löwenberger Kreidemulde. Jahrb. d. preuss. geol. Landesanst. 1881, 
pag. 71. 

fi %) Cenoman und Turon in der Gegend von Cudowa in Schlesien. Zeitschr. 

d. Deutsch. geol. Ges. 1893, pag. 195. 


?) Gliederung in den Schichten der Goldberger Mulde. Zeitschr. d. Deutsch. 3 


geol. Ges., Bd. 54 (1902), pag. 107. 


®) Die Schichten der Goldberger Mulde. Jahrb. d. k. preuß. geol. Landes- 4 


anstalt. XXIII (1902), pag. 694. 

°) Heuscheuer und Adersbach- Weckelsdorf. Separatabdruck aus: Zur Geologie 
des böhmisch-schlesischen Grenzgebirges. Festschrift d. schles. Ges. f. vaterl. Kultur. 
Breslau 1904, pag. 131. 


[3] Die Zone des Actinocamax plenus in der Kreide des östl. Böhmen. 40] 


Turons ausschied, teils aber infolge Verwechslung mit Labiatus- 
Schichten zu diesen stellte. 

Im Verlaufe der geologischen Aufnahme der Blätter Josefstadt— 
Nachod und Trautenau—Politz wurden an der Basis der unterturonen 
Weißenberger Schichten wiederholt Gesteine getroffen, deren Habitus 
von den Plänern dieses Horizonts abwich. In der Gegend nördlich 
von Horicka waren es graue, tonige Pläner mit eigentümlichen bräun- 
lichen Flecken, Gesteine, die sehr an die gleichfalls fleckigen ceno- 
manen Pläner von Plauen bei Dresden erinnern. Östlich von Neustadt 
und Dobruschka wieder fesselten glaukonitreiche Pläner und rötliche 
Piänersandsteine die Aufmerksamkeit. Die Fortsetzung der Beobach- 
tungen lehrte nun, daß alle diese Gesteine einem bestimmten Niveau 
angehören, das sich in der Gegend von Hronov in direkten Zusammen- 
hang mit dem Plänersandsteine der schlesischen Geologen bringen 
läßt. Durch Fossilfunde, darunter Actinocamazx plenus, die an einigen 
Stellen gemacht wurden, konnte endlich der stratigraphisch bereits 
erbrachte Beweis, daß es sich hier um Faziesgebilde des Pläner- 
sandsteines handelt, auch paläontologisch gestützt werden. 

Es ist bekannt und oft genug hervorgehoben worden, daß in 
Böhmen ebenso wie in Sachsen und Schlesien die cenomane Trans- 
gression sich bis in das Turon hinein erstreckt. Es muß demnach 
auch der zwischen dem Korycaner Quader und dem Weißenberger Pläner 
liegende Plänersandstein, beziehungsweise Pläner der Plenus-Zone in 
übergreifender Lagerung anzutreffen sein, was tatsächlich mitunter 
auf weitere Entfernungen hin der Fall ist. Transgredierenden Bil- 
dungen ist aber vielfach ein rascher Fazieswechsel eigentümlich. Dieser 
macht sich denn auch in Gesteinen der hier zu behandelnden Zone, 
in der sich auch von unten nach oben der Übergang aus der san- 
digen Entwicklung in die des Pläners vollzieht, auffällig bemerkbar. 
Bald trifft man in ihr bräunliche, ziemlich sandige Plänersandsteine 
mit schwachem Glaukonitgehalt, bald sehr gleichmäßig feinkörnige, 
blaugraue Plänersandsteine, bald wieder sandige, bräunliche Mergel 
oder auch graue, gefleckte, dünnschichtige Pläner, welche beim Ver- 
wittern in grauen, eckigen Schnitt zerfallen, endlich auch dichte, 
gleichmäßig graue, tonreiche Pläner, die durch Verwitterung gänzlich 
ausbleichen. Eine genauere Behandlung werden die Gesteine weiter 
unten erfahren. 

Es soll nunmehr diese charakteristische Schicht durch die bis- 
her begangenen Gegenden verfolgt und an instruktiven Profilen ihre 
Verknüpfung mit den anderen Horizonten studiert werden. 


Die Verbreitung und Lagerung der Plenus-Zone. 
Die Pläner- und Plänersandsteinfazies. 


Gute Aufschlüsse in den tieferen Teilen der Plänerablagerungen 
und deren Basalbildungen liefert die nächste Umgebung von Neustadt 
a. d. Mettau. Die Stadt steht auf kieseligem Pläner, der in dem an- 
srenzenden Orte Kröin in mehreren Steinbrüchen gewonnen wird. 

52* 


402 W. Petrascheck. [4] 


Dieser Pläner bricht in großen Platten mit unebener, knolliger und 
wulstiger Oberfläche, eine Erscheinung, die durch Imprägnationen und 
Knauern von Chalcedon, der auf aufgelöste Spongiennadeln zurückzu- 
führen ist, hervorgerufen wird. /noceramus labiatus Schloth. in typischen 
Exemplaren sowie ein /noceramus Brongniarti var. annulatus Goldf. 
kennzeichnen den Pläner als zu den Weißenberger Schichten gehörend. 

Dieser Pläner breitet sich in schwebender Lagerung über den 
intensiv gefältelten Phylliten des Mettautales aus. Nur an Entblößungen 
seiner Steilgehänge kann man die Basalbildungen des Pläners studieren. 
Als solche erwähnten wir schon früher !) Sandsteine und Konglomerate, 
die nur lokal entwickelt und außerdem von geringer Mächtigkeit sind. 
Zu den bereits aufgezählten Vorkommnissen solcher Sandsteine sind 
noch einzelne neue hinzugekommen. Ein solches findet sich beim 
Bade Rezek, östlich von Neustadt. Über dem Phyllit liegt hier ein 
Konglomerat, aus dem die Quelle hervorbricht, die zur Gründung 
des Bades Ursache gegeben hat. Das Konglomerat wird, wie hinter 
der Kapelle gut aufgeschlossen ist, von 7 m mächtigem grauen, schulpigen 
Cenomanpläner überlagert, der oben mergelig ist. Darüber folgt eine 
zirka 1 m dicke Glaukonitbank und dann ein mehr bräunlicher Pläner 
von deutlich anderer Beschaffenheit. Im anstehenden Gestein hebt sich 
diese Glaukonitbank überall auffällig heraus durch ihre dunkle Farbe, 
die rauhe, sandige Oberfläche und die diekbankige Schichtung. Sie 
zerfällt in dicke Klötze im Gegensatze zu den Platten und Scherben 
des Pläners. In gleicher Deutlichkeit zeigt ein anderer Aufschluß 
dasselbe Profil. Ostlich von der Brücke, mit der die nach Zakravi 
führende Poststraße die Mettau übersetzt, liegt auf der Höhe am 
Waldrande eine kleine Kapelle. Von ihr führt im Bogen ein Hohl- 
weg ins Tal hinab. Hier begegnen wir zu oberst Plänerplatten, wie 
sie bei Kröin gewonnen werden, darunter folgen ein entkalkter Pläner, 
dann graue schiefrig und graue schuppig aufblätternde Pläner, hier- 
unter die !/; m dicke glaukonitreiche Bank und endlich 4 m schiefrigen, 
dunkelgrauen Pläners mit Muskovitschüppchen und Andeutungen von 
braunen Flecken. Verwittert und durchfeuchtet, wie es immer an der 
Basis der Kreide der Fall ist, erweicht er. 

Ungefähr in seiner Mitte ist eine fast 1 m dicke härtere Bank zu 
beobachten. Konglomerate oder Sandsteine fehlen hier; es liegt daher 
dieser dunkelgraue Pläner direkt dem Phyllit auf In einem kleinen 
Aufschluß unterhalb des Schlosses von Neustadt ist das Grundkon- 
slomerat wieder vorhanden, die Schichten, die es überlagern, sind die- 
selben: dunkelgrauer, schiefriger Pläner, Glaukonitbank, Labiatus-Pläner. 

Das Gestein der mehrfach erwähnten Glaukonitbank ist ein 
äußerst charakteristisches. Im frischen Zustande ist es schwarzgrün, 
verwittert deutlich grün. Es ist ganz erfüllt von kleinen, Schießpulver 
ähnlichen Glaukonitkörnern. Selten sind sie ganz gleichmäßig verteilt, 
oft vielmehr wolkig angereichert. Häufig auch bemerkt man in dem 
Gesteine eckig umgrenzte Partien, die beträchtlich ärmer an Glaukonit 
sind. Sie geben dem Gesteine ein etwas brecciöses Aussehen. 


!) Die Kreideablagerungen bei Opo@no und Nenstadt im östlichen Böhmen. 
Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1901, pag. 403. 


[5] Die Zone des Actinocamax plenus in der Kreide des östl. Böhmen. 403 


Leicht findet man an den Gehängen die Lesesteine des Glaukonit- 
pläners. Sie verraten auf das deutlichste die Anwesenheit des cenomanen 
Pläners und geben ein Hilfsmittel, seine Oberkante aufzufinden. Des- 
gleichen sind die aschgrauen Verwitterungsprodukte des Cenoman- 
pläners im Vergleich zu den bräunlichen Gesteinen seines Hangenden 
genügend charakteristisch, um den liegenden Plänerkomplex, sobald 
sich das Auge genügend für seine Erscheinungsweise geschärft hat, 
mit Sicherheit im Gelände zu verfolgen. Tut man dies, so wird man 
leicht bemerken, daß innerhalb des bisher betrachteten, zwischen dem 
von Lipichin herabkommenden Tale und dem Klopotovtale liegenden 
Erosionslappens der Kreide sich der cenomane Pläner nach Osten 
auskeilt, während sein Hangendes, der unterturone Pläner, über ihn 
hinaus transgrediert. Bei Bradle trifft man in dem Graben, der sich 
hinter dem am Waldrande liegenden Hause befindet, ungefähr 1m dicke 
Glaukonitbänke wenig über dem Phyllit anstehend. Die Mächtigkeit 
der durch diese Glaukonitbänke nach oben abgeschlossenen Schicht 
hat sich also beträchtlich verringert. An dem südlichen und östlichen 


Querschnitt durch den in eine Mulde des Phyllits eingelagerten Pläner. 
P = Loabiatus-Pläner. — Ph = Phyllit. 


Rande des Lappens, in dem „Vochmanka“ genannten Waldgebiete, 
fehlt der Cenomanpläner völlig. 


Dieselbe Erscheinung kann man an einem anderen Erosions- 
lappen, der sich nördlich von dem soeben besprochenen in der Gegend 
des Studenkahofes befindet, beobachten. Zwischen Neustadt nnd 
genannteım Hofe liegt der Cenomanpläner dem Phyllit unmittelbar 
auf. Ein kleiner Steinbruch, in dem ich Peeten membranaceus Nilss. 
fand, ist in diesem Pläner bei dem Kreuze an der Straße geöffnet. 
Uber dem Steinbruche findet man Lesesteine von Glaukonitpläner. 
Der unterturone Pläner ist in isolierten Lappen dem cenomanen Pläner 
aufgelagert. In der Gegend des Studenkahofes keilt sich der letztere 
unter dem ersteren, welcher noch bis zur Ortschaft Nousin reicht, 
aus. Dort bildet der Labiatus-Pläner die Ausfüllung einer vorkreta- 
zischen Mulde, deren Tiefenlinie auch heute ein Tälchen folgt, das 
sich aber noch bis in die Phyllite des Untergrundes einschneidet. Die 
Folge davon ist, daß bei horizontaler Schichtenlage eine dicke Pläner- 
tafel in der Tiefenlinie durchschnitten wird, während an den beiden 
Talrändern sich die dünne Kreidedecke ganz auflöst (vgl. Fig. 1). 

Infolge von Verwerfungen, die die Kreide durchsetzen, kommt 
der cenomane Pläner mit seiner Glaukonitbank wiederholt auch dort 


404 W. Petrascheck. [6] 


an die Oberfläche, wo bereits Turonpläner herrscht. Die Schichten 
sind gut aufgeschlossen an dem alten von Zakravi nach Öhnischof 
führenden Wege sowie an dem Nordhange des sich von Öhnischof 
nach Spie und Kröin erstreckenden Tales. Bis an die Sohle des 
Baches kommmt der Glaukonitpläner herab, um dann an einer Ver- 
werfung gegen Phyllit abzustoßen (vgl. Fig. 2). 

Verfolgt man das soeben betretene Tal abwärts, so findet man 
kurz vor Spie an dem längs der rechten Seite langsam ansteigenden 
Wege gute Aufschlüsse. Auf dem Phyllit liegen die Konglomerate des 
Cenomans, dann folgt der graue Cenomanpläner, die Glaukonitbank, 
deren Gestein aber hier nicht so hart und widerstandsfähig ist, wie 
bei Neustadt und Rezek, und endlich der Labiatus-Pläner. Die dieken 
Platten des letzteren werden an der Luft gelblich. Häufig findet man 
im Bereiche seiner tiefsten Lagen rötliche bis fast ziegelrote Pläner- 
stücke. Diese letzteren sind geradezu charakteristisch für die tiefsten 
Bänke des Labiatus-Pläners sowohl wie für den cenomanen Pläner. Ge- 
wöhnlich findet man ihre Lesesteine zusammen mit denen des Glaukonit- 
pläners. Sie haben die gleiche weite Verbreitung wie die Glaukonit- 


NW 5 Den, 050 


Ph = Phyllit. — AZS = Amphibol-Zoisitschiefer. — cP — Cenomaner Pläner, 
glP — Glaukonitpläner. — IP — Labiatus-Pläner. 


bank. In manchen Gebietsteilen beschränkt sich ihr Vorkommen allein 
auf die Plenus-Zone, nämlich dort, wo diese in Gestalt der schwach 
glaukonithaltigen, an der Luft bräunlich werdenden Plänersandsteine 
auftritt und wo zugleich die Labiatus-Stufe durch lichtsraue schiefrige 
Mergel oder dunkle, graue, diekbankige und kalkreiche Pläner ge- 
bildet wird. Fast allerwärts traf ich diese roten Pläner an der Grenze 
der cenomanen und der unterturonen Plänerstufe. Aber doch gelang 
es mir nie, dieselben anstehend aufzufinden. Es kann keine aus roten 
Plänern gebildete Schicht vorhanden sein, denn eine solche wäre in 
den zahlreichen Aufschlüssen, die zur Untersuchung kamen, doch 
einmal angetroffen worden. Der rote Pläner dürfte vielmehr das Er- 
zeugnis der Einwirkung der Atmosphärilien sein, vielleicht eine Folge- 
erscheinung der Zersetzung des Glaukonits. Diese Zersetzung ging 
natürlich von den Klüften aus, die das Gestein durchsetzen. Ich fand 
denn auch, daß der Pläner und Plänersandstein nahe den Klüften mit- 
unter schwach gerötet war, wenn auch lange nicht so stark, wie es 
in den roten Plänern oft der Fall ist. Auch war an Bruchstücken des 
roten Pläners zu beobachten, daß sich quer zur Schichtung sehr rasch 


[7 Die Zone des Actinocamax plenus in der Kreide des östl, Böhmen. _ 405 


die Färbung verliert und das Gestein in normalen Pläner übergeht. 
Die rote Farbe des Pläners ist somit nur eine diesen 
glaukonitführenden Grenzschichten eigentümliche Zer- 
setzungserscheinung. Rote Plänerschichten, wie sie im 
Unterturon Norddeutschlands verbreitet sind, stehen 
nicht an. 

Östlich von der zuletzt besprochenen Gegend zeichnet sich der 
cenomane Pläner durch hohen Tongehalt aus. Er bildet daher ziem- 
lich undurchlässige Böden. Als ein konzentrisch schalig zerfallender 
Mergel steht er östlich von der Brücke im nördlichen Teile Ohnischofs 
an. Herr Lehrer Kujal in Nachod fand hier einen Belemniten, den 
er leider nicht mehr besaß. Man wird wohl kaum fehlgehen, wenn 
man annimmt, dab es Actinocamax plenus war. Eine Reihe von 
größeren und kleineren Plänerlappen liegt außerhalb des zusammen- 
hängenden Kreideareals in den Vorbergen des Adlergebirges. Teils 
lagern die grauen Pläner oder Plänermergel des Cenomans dem Unter- 
grunde direkt auf, teils werden sie noch von dünnen Sandstein- und 
Konglomeratschichten unterteuft. Funde von Alectryonia carinata und 
Pecten acuminatus kennzeichnen diese letzteren als der Korycaner 
Cenomanstufe angehörig. Nicht immer aber sind die Konglomerate an 
der Basis des cenomanen Pläners als eigenes Schichtenglied und Ver- 
treter der Korycaner Schichten aufzufassen. Dort, wo die Konglomerat- 
bank nur geringe (!/; m und weniger) Mächtigkeit hat und ihr Binde- 
mittel ein sandig-toniges ist, dort ist sie oft nichts anderes als ein Auf- 
bereitungsprodukt des Untergrundes an der Basis der transgredierenden 
Plänerschichten. Bei einer Brunnengrabung in Wanovka war deutlich 
zu beobachten, daß das Konglomerat an der Basis nach oben in den 
tonigen Pläner überging. Dieser selbst führte noch einzelne Gerölle. 
Überhaupt sind Gesteinssplitter und Sandkörner von bis !/;cm Größe 
in den cenomanen Plänern und ihren Glaukonitbänken nicht selten 
anzutreffen. 

Sehr verbreitet sind in den Feldern südlich von Ohnischof Lese- 
steine von rotem Plänersandstein und glankonitreichem Pläner. An- 
stehend findet man den Glankonitpläner als tiefste Bank des Pläners 
im Vapenkatale südlich von Brtva. Nicht näher bestimmbare Haifisch- 
zähne sowie Avicula Roxelana d’Orb. kommen hier in der Glaukonit- 
bank vor. 


Verfolgt man von Neustadt aus den Kreiderand nach Norden, so 
findet man in der nächsten Nähe der Stadt noch den Glaukonitpläner, 
weiterhin aber fehlen alle Anzeichen dafür, daß die Plenus-Zone noch 
vorhanden ist. Es liegt somit auch hier das Unterturon transgressiv 
auf dem Phyllit. Wieder sind rosenrote Plänerstücke sehr verbreitet 
und auf allen Lesesteinhaufen zu finden. Erst dort, wo sich im 
Liegenden der Kreide das Rotliegende einstellt, treten auch wieder die 
Gesteine der Z’lenus-Zone auf. Es stellen sich hier bereits Plänersand- 
steine ein, die’ denen Schlesiens sehr ähnlich sind. Handstücke, die 
bei Vysokov geschlagen wurden, gleichen zum Verwechseln solchen, 
die zwischen Bresowie und Sakisch bei Cudowa entnommen wurden. 
Es sind das feinkörnige und sehr gleichkörnige Tonsandsteine von 


406 W,. Petrascheck. [8] 


grauer etwas ins bläuliche spielender Farbe. An den Lesesteinen be- 
merkt man braune Eisenflecke. Einen guten Aufschluß in den be- 
treffenden Schichten findet man an dem Steilabfalle des Pläners 
zwischen Wenzelsberg und BraZec, und zwar in dem tief einspringenden 
Winkel des Steilrandes. Die Plenus-Stufe ist hier einschließlich der 
Glaukonitbank etwa 20 m mächtig. Zu unterst trifft man grauen Pläner- 
sandstein, der in stumpfkantige Stücke zerfällt und an der Oberfläche 
ausbleicht. Darüber folgen (etwa 6 m unter der Glaukonitbank) ganz 
lichtgraue Plänersandsteine mit außerordentlich kleinen, dem unbe- 
waffneten Auge kaum mehr wahrnehmbaren Glaukonitkörnchen. Über 
der Glaukonitbank liegt dichter grauer Pläner. 

Lesesteine des Plänersandsteines, rötlichen Pläners und Glau- 
konitpläners deuten bei Vysokov an, wo die Plenus-Zone durchstreicht. 
Früher müssen hier in diesem Niveau bessere Aufschlüsse bestanden 
haben, denn Wolf sammelte im Glaukonitpläner Pecten elongatus 
Lam. und Lima elongata Sow. In den die Plenus-Zone überlagernden 
unterturonen Plänern sind Steinbrüche geöffnet, die Jnoceramus labi- 
atus Schloth. und Inoceramus hereynicus Petr. lieferten. 

Bessere Aufschlüsse finden sich in größerer Zahl in der Gegend 
von Lhota Reschetowa. Studnitz und Bakov. Die Sandsteinstufe des 
Cenomans ist hier allerwärts vollständig, wenn auch in geringer Mäch- 
tigkeit entwickelt. Sie zerfällt in zwei Abteilungen, von denen die 
untere (Perutzer Schichten) durch schwarze kohlehaltige Sandsteine 
und Schiefertone ausgezeichnet ist, die obere hat glaukonithaltige 
oder kalkhaltige Sandsteine und führt marine Petrefakte (Korycaner 
Schichten). Letztere besteht gerade in dieser Gegend aus dunkel- 
grauen Sandsteinen, die oft auch quer zur Schichtung von dunklen 
kohlehaltigen Streifen und Stengeln durchzogen werden und deshalb 
leicht mit Gesteinen der Perutzer Stufe verwechselt werden könnten. 
Eingehender wird auf diese Sandsteine später bei Besprechung aller 
Ablagerungen von Blatt Josefstadt—Nachod eingegangen werden. 

Ein vollständiges und gut aufgeschlossenes Profil durch die 
Cenomanstufe gibt der Steilhang am Spinkabache nördlich von Studenitz 
(vgl. Fig. 3). 

Es gehören die Schichten 1 und 2 zum Rotliegenden, 3—5 zu 
den Perutzer Schichten, 6—8 zum Korycaner Quader, 9—12 zur 
Plenus-Zone, 15 zum Unterturon. Dieselbe Schichtfolge, doch stark 
verrollt und verwachsen, ist in dem tiefen Bahneinschnitte nordwest- 
lich von Bakov zu beobachten. 

Wie das Profil zeigt, sind hierselbst zwei Glaukonitbänke vor- | 
handen, eine im cenomanen Pläner und eine an der Grenze gegen das | 
Unterturon. Auch in den Eisenbahneinschnitten bei Lhota-Resche- ) 
towa und bei Woleschnitz kann man beobachten, daß .dem cenomanen 


Pläner eine Glaukonitbank eingelagert ist. Bei letztgenanntem Orte | 


ist der Cenomanpläner oberflächlich sehr verbreitet. Zwischen dem 
Spinkateiche und dem Walde südöstlich davon ist in dieser Schicht 


ein kleiner Steinbruch geöffnet, in dem nur zeitweilig gebrochen | 


wird. Die Aussagen der Arbeiter lassen auf das Vorkommen von 
Belemniten schließen. In dem Bahneinschnitte von Woleschnitz fand 
Wolf Exogyra laciniata Goldf. Von Herrn Lehrer Tyes (Rot- 


[9] Die Zone des Actinocamax plenus in der Kreide des östl. Böhmen. 407 


Fig. 3. 


13. Pläner, nach oben in lichtgraue schiefrige Plänermergel übergehend. 


12. Glaukonitbank. 0°5 m. 
il. Grauer cenomaner Pläner. 5 m. 
10. Glaukonitbank. 0'3 m. 
9. Grauer cenomaner Pläner. 2 m. 


8. Graugrüner (glaukonitischer) Sandstein mit schwarzen Streifen. 1 m. 

7. Schiefriger, mürber, schwarzgrauer Tonsand, wechselnd mit grauem glau- 
konitischen Sandstein. 2 m. 

6. Harter Glaukonitsandstein. 1 m. 


5. Schwarzer sa/diger Ton. 2 m. 
4. Schwarzer, schiefriger, toniger Sandstein. 1'5 m. 
3. Fetter, schwarzer Ton. 1 m. 


2. Grober rötlicher Sand. 0°5 m. 
l. Grobkörniger Arkosesandstein. 3 m. 
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Htt. (W. Petrascheck.) 53 


408 W. Petrascheck. [10] 


Kosteletz) erwarb ich von der gleichen Lokalität Pecten asper Lam. 
in drei Exemplaren. Derselbe fand auch in dem nördlichen, Skalka 
genannten Teile von Woleschnitz ebenfalls im cenomanen Pläner: 
Lima cenomanense d’Orb., Pecten elongatus Lam., Pecten asper Lam. 
und Ostrea hippopodium Nills. N 

Ganz allmählich hat sich in dieser Gegend der Ubergang vom 
Plänersandstein in Pläner vollzogen. Bei Lhota-Reschetowa trifft 
man noch an der Straße gegen Trubiov die blaugrauen, sehr fein- 
körnigen Plänersandsteine. Bei Woleschnitz aber herrschen schon 
dunkelgraue Pläner, die noch ein verhältnismäßig (d. h. für Pläner) 
grobes Korn haben und durch dunklere sowie auch durch bräunliche 
Flecke ausgezeichnet sind. Mitunter sind diese tonreichen Gesteine 
an der Oberfläche gebleicht. Man findet selbst fast weiße Pläner, aus 
denen auch der geringe Glaukonitgehalt ganz herausgelaugt ist. 


Gänzlich in den Bereich der Plänerfazies der Plenus-Zone fällt 
das tiefeingeschnittene Aupatal, das auf eine mehrere Kilometer 
lange Erstreckung hin unter der flach gegen die Niederungen von 
Böhm.-Skalitz einfallenden Kreidetafel den paläozoischen Untergrund 
der Kreide aufreißt. Wiederholt sind an den Gehängen zwischen 
den Plänern mit /noceramus labiatus und den Quadersandsteinen des 
Cenomans die Pläner und Glaukonitbänke der Plenus-Zone entblößt. 

Stellenweise, zum Beispiel in Slatin, hat es den Anschein, als 
ob der Pläner unserer Zone dem Tone der Perutzer Schichten unmittel- 
bar aufläge. An günstigeren Aufschlüssen, wie zum Beispiel am Ufer 
der Aupa nördlich von der Mühle bei Ratiboritz, bemerkt man jedoch 
zwischen dem schwarzen, kohleführenden Sandsteine und dem ceno- 
manen Pläner noch eine Bank von Glaukonitsandstein derselben Aus- 
bildung, wie er auch bei Woleschnitz Vola notabilis Münst. führend 
angetroffen wurde. Ungefähr 20 m darüber findet man den glaukonit- 
reichen Pläner, der die Grenze gegen das Turon bildet. Nicht überall ist 
die cenomane Quaderstufe unter der Plenus-Zone vorhanden. Zeitweilig 
transgrediert diese letztere und lagert beispielsweise beim Schlosse 
Ratiboritz dem Rotliegendkonglomerat unmittelbar auf. Mehrere Meter 
über ihrer Unterkante liegt die Glaukonitbank. Man trifft sie anstehend 
hinter dem Jägerhause sowohl, wie in dem Straßeneinschnitt beim 
Schlosse. Als 15—20 m mächtige Schicht läßt sich die Plenus-Zone 
das ganze Aupatal hinauf verfolgen. In ihr fanden sich im Waldrevier 
Neunkreuzen zwischen Havlowitz und Rot-Kosteletz mehrere Exemplare 
von Inoceramus bohemicus Leonh., ferner Cardium cenomamense d’Orb., 
Lima spec. und Serpula septemsulcato Reich. u. Cotta. (Koll. Kozak, 
Rot-Kosteletz.) . 

Deutlich läßt sich die Plenus-Zone vom Aupatal noch weiter 
gegen West verfolgen. Uber dem Steilhange, mit dem die Kreidetafel 
im Norden endet, liegen die charakteristischen, schuppig oder zu 
scharfkantigen Splittern, Körnern und Klötzen zerfallenden grauen, 
oberflächlich wohl auch braun werdenden Pläner. Die harten, glauko- 
nitreichen Bänke sind namentlich in der Nähe des Aupatales noch 
deutlich zu beobachten. Im weiteren Verlaufe aber scheint sich diese 
eigentümliche Gesteinsbank zu verlieren und entfällt damit hier das 


[11] Die Zone des Actinocamax plenus in der Kreide des östl. Böhmen. 409 


sehr wichtige, die Abgrenzung gegen das Unterturon so sehr er- 
leichternde Hilfsmittel. Nirgends konnten wir bei Passadorf und 
Mecov den Glaukonitpläner mehr auffinden, obwohl bei Passadorf 
in den Feldern noch zweifellos zum Cenoman zu stellende Pläner- 
stücke in den Feldern umherliegen. Aber gerade hier läßt sich doch 
das Vorhandensein der Plenus-Zone mit größter Sicherheit feststellen. 
Dicht über dem Cenomanquader ist zwischen Prohrub und Mezlee 
in grauem, tonigen Pläner, ein kleiner Steinbruch angesetzt, der ein 
reicher Fundort für Actinocamax plenus Blainf. ist. Über 50 Exemplare 
wurden mir von dem Finder dieses Fossils, Herrn Lehrer Langer 
in Lhota unter Horicka, zur Untersuchung eingesendet. Sie varlierten 
in ihrem Habitus einigermaßen. Schlankere Exemplare kommen mit 
stärker geblähten hier zusammen vor. Sie werden nur zeitweise, 
wahrscheinlich in gewissen Bänken angetroffen. In einem Handstücke 
lagen nicht weniger wie fünf Exemplare beisammen. Nach den zahl- 
reichen Exemplaren, die genannter Herr besitzt, zu schließen, muß 
dieses Fossil hierselbst ziemlich häufig vorkommen, was in Anbetracht 
dessen, daß es sonst in dieser Zone immerhin selten ist, verwunder- 
lich erscheinen möchte, wenn nicht auch anderwärts die Beobachtung 
gemacht worden wäre (Lambert), daß die Belemnitellen in Kolo- 
nien auftreten. Außer Actinocamax plenus sammelte Herr Langer 
bierselbst: Piychodus mammillarıs Ag., KRostellaria Parkinsoni Mant., 
Lima cenomanense d’Orb., Avicula Roxelana d’Orb., Exogyra lateralis 
Nills., Exogyra conica Sow. und Serpula semptemsulcata Reich. u. Cotta. 
Die weiter im Hangenden folgenden Pläner sind auch hier durch Vor- 
kommen von Inoceramus labiatus als Unterturon gekennzeichnet ?). 
Auch noch etwas weiter westlich bei Prohrub findet man unter 
den entkalkten Labiatus-Plänern etwa 20 m mächtige graue Pläner, 
die der Plenus-Zone angehören. In weiterer Fortsetzung gegen West 
aber macht der Pläner des Cenomans einer anderen Gesteinsentwick- 
lung (Grünsandstein) Platz, die weiter unten besprochen werden soll. 


In typischer Entwicklung ist die Plenus-Zone, und zwar als 
Plänersandstein ausgebildet in der Adersbach-Weckelsdorfer Mulde 
und dem mit ihr im engsten Zusammenhang stehenden Kreidegraben 
von Cudowa und Hronov— Schwadowitz sowie dem Heuscheuer Gebirge 
vorhanden. Die Aufnahmen der zuerst genannten Mulde haben erst 
begonnen und kann daher über die Verbreitung des Plänersandsteines 
noch nicht eingehend berichtet werden. Es sei nur bemerkt, daß die 
rauhen, bräunlichen, schwach glaukonitischen Plänersandsteine auf 
der Höhe westlich Ober-Dfewie anzutreffen sind. Ihnen vorgelagert 
ist der kleine Kreidelappen des Türkenberges, woselbst im Pläner- 
sandstein Pecten elongatus Lam. vorkommt. Charakteristische Pläner- 
sandsteine mit der Glaukonitbank an der Grenze zum Pläner finden 


I) Vgl. Grossouvre Recherches sur la craie sup., pag. 115. 

2) Es ist unrichtig, wenn Jahn (Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1904, 
pag. 303) Horiöka als Fundort des Actinocamax plenus anführt. Zweifellos liegt 
bei seinem aus zweiter Hand erworbenen Stücke eine Verwechslung mit dem 
nahe bei Horiöka gelegenen Mezle& vor. Hoficka liegt vielmehr schon auf Kreide- 
mergeln, die wohl bereits der Brongniarti-Stufe angehören dürften. 


53* 


410 W. Petrascheck. [12] 


sich über dünnen Glaukonitsandsteinbänken auch westlich von Johnsdorf 
und von Ober-Adersbach vor. Unter der ZLabiatus-Stufe wurde der 
Plänersandstein bei Liebenau angetroffen, woselbst ebenso wie bei 
Bohdisch die roten Plänersandsteine als Lesesteine oft aufzufinden 
sind. Hier, ebenso wie bei Hutberg ist der Plänarsandstein gelblich- 
braun, quarzreich und enthält reichlich sehr kleine Glaukonitkörnchen 
eingesprengt. Sein Gestein ist der Verwitterung gegenüber ziemlich 
widerstandsfähig, die Felder, unter denen er hindurchstreicht, daher 
recht steinig. Am Pickensteig westlich von Hutberg fand Fri&?) 
einige Fossilien. Ich konnte dieselben in Prag sehen und kam zur 
Überzeugung, daß Pecten Nilssoni Goldf., Exoyyra lateralis Nilss. aus 
dem Plänersandsteine stammen. Der /noceramus labiatus dürfte dagegen 
aus ihrem Hangenden herrühren. 

Westlich von Barzdorf trifft man den Plänersandstein mit der 
Glaukonitbank im Hangenden anstehend an. Lesesteine verraten ihn 
an den Steilhängen des Quaders bei Kaltwasser. An dem Wege, derin 
den großen Steinbruch an der Wünschelberger Lehne führt, streichen 
die gelblichen, zuweilen geröteten, schwach glaukonitischen, dicken 
Bänke zutage aus. Im Hangendsten ist der Glaukonit angereichert. 
Darüber folgt grauer, dünnschichtiger Pläner, der im Gegensatz zum 
Plänerandstein stark quergeklüftet ist. In der weiteren Fortsetzung 
der Wünschelburger Lehne wurde der Plänersandstein noch bei Kol. 
Hirschzunge unweit Albendorf gut aufgeschlossen angetroffen. Auch 
hier ist sein Hangendes glaukonitreich, wenn auch nicht so stark wie 
die typischen Glaukonitbänke. Auch sind hier die glaukonitreichen 
Bänke mächtiger als sonst entwickelt. Zugleich ist hier im Schutte 
viel roter Plänersandstein vorhanden. 

Auf der jenseitigen böhmischen Seite des Heuscheuer Gebirges 
ist der Plänersandstein bei Straußenei anzutreffen, er unterteuft hier 
die dicke Plänertafel von Bukowina?). Zwischen Zdarek und Sedma- 
kowitz überwölbt er zugleich mit der ihn unterlagernden dünnen 
Quaderdecke den Karbonaufbruch. Ich fand hierselbst einen Hohldruck 
von Actinocamax plenus Blainf. Das herrschende Gestein ist auch 
hier der quarzreiche, rauhe, gelblichbraune Plänersandstein mit vielen 
sehr kleinen Glaukonitkörnern. Dieselben Gesteine treten in dem weiten 
Talkessel von Mölten—Machau wieder zutage. Unmittelbar über den- 


selben fand ich bei der Mühle nördlich Mölten in dem grauen, dünn- 


schichtigen Pläner Inoceramus labiatus?). Etwas abweichend sind da- 
gegen die Gesteine der Plenus-Zone, die man bei der Kirche von 
Machau antrifft. Sie sind, wie es der Plänersandstein in ganz frischem 
Zustande wohl immer ist, von grauer Farbe, dabei quarzitisch und 


infolgedessen besonders hart. An der Grenze zum Pläner ist auch 


hier die Glaukonitbank zu beobachten. 
Südlich von dem Straußenei—Hronover Karbonaufbruche liegt der 
Graben von Cudowa, der nach NW in den schmalen Hronov-Parschnitzer 


1) Weißenberger Schichten, pag. 44. 

2) Vgl. meine Kartenskizze in: Zur neuesten Literatur des böhmisch-schlesi- 
schen Grenzgebietes. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1904, pag. 537. 

®) Zur Geologie des Heuscheuer Gebirges. Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 
1903, pag. 263. 


[13] Die Zone des Actinocamax plenus in der Kreide des östl. Böhmen. 41] 


Graben übergeht). Cenoman und somit auch der Plänersandstein des 
Grabens von Cudowa wurde in der bereits eingangs erwähnten Arbeit 
Michaels ausführlich geschildert. Über 20 Arten, darunter Actino- 
camazx plenus in drei Exemplaren, wurden von Michael im Plänersand- 
stein hauptsächlich der Umgebung Lewins gefunden. Die 1'25 m starke 
Glaukonitbank ist nach den Schilderungen Michaels an der Grenze 
gegen den turonen Pläner allerwärts ebenso vorhanden, wie ich es 
in Böhmen wieder gefunden habe. 

Naturgemäß bilden die steil aufgebogenen Ränder des Hronov— 
Parschnitzer Grabens gute Profile, die über den Verband der Plenus- 
‚Zone Aufschluß geben. Man findet dieselbe allenthalben zwischen den 
Quadersandsteinen des Öenomans und grauen Plänermergeln oder harten, 
gelblichbraunen kieseligen Plänern, die sich durch vereinzelte Fossil- 
funde als Unterturon zu erkennen geben, eingeschlossen. Bei Zbe£nik 
westlich von Hronov gelang es einige Fossilien aufzufinden. Der Fund- 
ort liegt südlich des Buchstaben „b“ im Worte Zbeönik auf der Karte 
1:75.000. Ein von Osten kommender Weg steigt auf den Rücken 
südlich des Dorfes hinan und nimmt in einem Bogen an der bezeichneten 
Stelle die Höhe, wobei er die Pläner-, Quader- und Rotliegendschichten 
ausschneidet. Über dem 6 m mächtigen, stark zerdrückten Cenoman- 
quäder liegt 1 m schiefrigen, dunkelerauen, stark sandigen Pläner- 
sandsteines. Dann kommt die 3 m dicke fossilführende Schicht. Sie 
besteht aus bräunlichem, etwas glimmerhaltigem, stark sandigem 
Schieferton, der von 5m starkem bräunlichen, feine Glaukonitkörnchen 
führenden Plänersandstein überlagert wird. Auf letzteren folgt ein 
harter grauer, zum Teil dickbankiger Pläner. Der Aufschluß lieferte 
mir folgende Fossilien: Vola notabilis Münst., Vola «equwicostata Lam., 
Pecten virgatus Nilss., Lima Sowerby: Gein., Lima pseudocardium Reuss. 
und Exogyra conica Sow. Unter diesen Petrefakten waren die beiden 
Arten von Vola am häufigsten anzutreffen. Auch an dem dieser Stelle 
gegenüberliegenden Flügel der Mulde findet man den 12 m mächtigen 
Plänersandstein aufgeschlossen. Die Glaukonitbank traf ich hier nicht 
an, wohl aber ist sie in der weiteren Fortsetzung des Grabens von Ober- 
Kosteletz an allerwärts zu beachten. Gut ist die glaukonitische Grenz- 
bank an der Straße im Dorfe Hertin sowie im Eisenbahneinschnitte 
am oberen Ende des genannten Dorfes aufgeschlossen. Darin fand 
sich hierselbst Alectryonia carinata Lam. in zwei Exemplaren, ein 
Beweis dafür, daß diese Grenzbank selbst noch zum Genoman gestellt 
werden darf. Ein kleiner Steinbruch, der unweit davon in der Plenus- 
Zone angesetzt ist, lieferte überdies noch /noceramus bohemicus Leonh. 
Das herrschende Gestein ist hier nicht mehr der Plänersandstein, 
sondern ein dunkelgrauer, sandiger Pläner. Infolge der intensiven 
Störungen, die die Kreide erfahren hat, ist er stark zerdrückt. Gleich- 
sam eine Breceie bildend, sieht man seine Schichten bei der Kirche von 
Hertin neben der Verwerfung anstehen. Überlagert wird der Pläner 
in dieser Gegend von sehr harten, kieseligen Plänern der Labiatus 
Stufe. Da der cenomane Pläner nicht so widerstandsfähig ist, bildet 


1) Vgl. das Bruchgebiet der Mittelsudeten westlich der Neißesenke, Zeitschr 
d. Deutsch. geol. Ges. 1904, pag. 217. 


412 - W. Petrascheck. [14] 


sein Ausstrich häufig flache, schmale Depressionen zwischen den ge- 
nannten kieseligen Plänern und den oft ebenfalls sehr harten Quader- 
sandsteinen des Cenomans. Häufig überschottert der kieselige Pläner 
sanz den Ausbiß der Plenus-Zone und ist dieselbe dann, namentlich 
wenn es an Aufschlüssen fehlt, nicht immer leicht festzustellen. Auf- 
schlüsse sind aber glücklicherweise an den beiden Ränder des Pläner- 
srabens in großer Zahl vorhanden. Beyrich hat die kieseligen 
Pläner noch als Plänersandstein kartiert. In der Tat haben sie damit 
eine gewisse Ähnlichkeit, namentlich durch ihre gelbliche Farbe und 
das oft fleckige Aussehen. Es fehlen innen aber die kleinen Glaukonit- 
körnchen des Plänersandsteines. Da der kieselige Pläner bereits 
Inoceramus labiatus führt und da er über zweifellosen Aquivalenten 
des Plänersandsteines liegt, ist es ausgeschlossen, ihn mit diesem zu 
vereinigen; er gehört vielmehr bereits zum Unterturon. 

Das Auftreten der Plenus-Zone in dem nordwestlichen Teile des 
Kreidegrabens illustrieren die nachfolgenden drei Profile. 


Unterturoner Pläner. 


1: 

2. Glaukonitbank. 

3. Cenomaner Pläner. 

4. Weißer Kaolinsandstein mit groben roten Quarzkörnern und 
dünnen dunkelrotbraunen Lagen. 

Quarzitischer Sandstein. 

Cenomankonglomerat. 

. Rote Sandsteine und weiße Arkosen des Rotliegenden. 


ren 


Die Figur 4 ist auf der Höhe südlich Batnovic bei der Kratkovka 
genannten Einschicht entworfen. Es ist hier nur eine Glaukonitbank, 
und zwar wie immer an der Grenze gegen die Labiatus-Stufe vor- 
handen. Im anderen Muldenflügel, dem vorher beschriebenen Profile 
gerade gegenüber, findet sich in den tieferen Teilen des cenomanen 
Pläners in dem an der Vodolov—Hertiner Straße gelegenen Aufschluß 
noch eine zweite Glaukonitbank (Fig. 5). Die Störung der Schichten 
ist hier am Fuße des Karbongebirges sehr intensiv. Die hangenden 
Teile der Plenus-Zone und der Labiatus-Pläner sind stark zerklüftet. 

Eine kleine Verwerfung setzt an der Grenze beider auf. 

Wiederholt sind dieselben Schichten in der Nachbarschaft auf- 
geschlossen. Sie wurden auch in einem nahegelegenen Brunnen durch- 
teuft und vom Idastollen dicht am Eingange durchfahren. Im Orte 
Klein-Schwadowitz stehen die Schichten sowohl an der Dorfstraße wie 


[15] Die Zone des Actinocamaz plenus in der Kreide des östl. Böhmen. 413 
bei der deutschen Schule an. Hierselbst findet man in der tieferen 
Glaukonitbank einige allerdings schlecht erhaltene Fossilien. Ich konnte 
darunter Pecten Galliennei d’Orb. und Pecten membranaceus Nilss. be- 
stimmen. Jenseits, westlich der einen Bildstock tragenden Anhöhe, 
stehen diese Schichten wiederum an. Auch hier finden sich Fossilien 
vor (Exogyra haliotoidea Sow., Pecten orbicularis Sow. und Vola notabilis 
Münst.). Fri&!) sammelte bei Schwadowitz eine Reihe von Petrefakten. 
Leider ist der genaue Fundort nicht angegeben, Ja es bleibt fraglich, 
ob alles, was dieser Autor anführt, von einer einzigen Lokalität her- 
stammt. Der Beschreibung nach möchte man vermuten, daß Frit in 
den Plänermergeln gesammelt hat, die den kieseligen Pläner überlagern ; 
für diesen Fall wäre seine Kollektion sehr wertvoll und würden die 
Fossilien das beweisen, was mir aus anderen Gründen wahrscheinlich 
erscheint, nämlich daß dieser Mergel bereits der Brongniarti-Stufe 


Fig. 5. 


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REN IL UK IN 

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NN SRH Rx 
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7. Harter kieseliger Labiatus-Pläner, stark zerklüftet. 

6. Glaukonitbänke. 

5. Cenomaner Pläner, in den hangenden Teilen stark geschiefert, 
15 m mächtig. 

4. Dunkelgrauer, glaukonitführender Quader (nur Lesesteine). 

3. Schwarzer (uadersandstein. 

2. Mittel- bis grobkörniger weißer Quadersandstein mit Fucoiden. 

1. Rotliegendes (nicht aufgeschlossen). 


angehört. Soweit das Gestein der Fossilien einen Anhaltspunkt gibt 
(dank der Liebenswürdigkeit der Herren Prof. Dr. A. Fri@ und 
Dr. J. Perner konnte ich die Kollektion wiederholt in Prag genauer 
besichtigen), bin ich jedoch der Überzeugung, daß einzelnes davon 
der Plenus-Zone angehört. Dies gilt für (Prcten laminosus =) Pecten 
orbieularis Sow. (Vola longicauda —) Vola notabilis Münst., Lima 
elongata, Inoceramus (Brongniarti =) bohemicus Leonh. und Exos gyra 
lateralis. Hiermit steht eine frühere Bemerkung desselben Verfassers ?) 
im Einklang, wonach er vermutet, daß die schwarzgrauen Pläner, die 
den Quadersandstein überlagern und welche ziemlich zahlreich Pecten 
orbicularis und Voia notabilis geliefert haben, „wohl in ihrer unteren 
Partie auch noch zu den Korycaner Schichten gehören“. Von dieser, 
unserer Ansicht nach richtigen Beurteilung scheint nach obigem der 
Verfasser später abgewichen zu sein. 


1) Weißenberger Schichten, pag. 45. 
?) Korycaner Schichten, pag. 215. 


414 W. Petrascheck. [16] 


Es ist sehr bedauerlich, daß die Vermengung der Fauna zweier 
Schichten, die damals allerdings als solche nicht allgemein anerkannt 
und unterschieden wurden, den Wert dieser kleinen Kollektion stark 
beeinträchtigt. 

Bemerkenswert ist, daß die cenomanen Pläner hierselbst kalk- 
haltig sind. In gleichem Maße ist das bei den Gesteinen, die un- 
mittelbar neben dem großen Steinbruche in der Nähe des Erbstollens 
anstehen, der Fall. Die grauen cenomanen Pläner, in denen ich daselbst 
ebenfalls Pecten orbicularis Sow. antraf, sind sehr weich und infolge- 
dessen am Hange meist verrollt. Uberlagert werden sie von grauen 
Plänermergeln, die im Hangenden eine glaukonitreiche Bank an der 
Grenze gegen den kieseligen ZLabiatus-Pläner führen. Da auch die 


10. Plänermergel. 
. Kieseliger Pläner mit Inoceramus labiatus Schloth. 
. Glaukonitführender Pläner. 


Grauer toniger Plänermergel. 

. Dunkelgrauer Cenomanpläner mit Pecten orbicularis Sow. 
. Sandige Glaukonitbank. 

Dunkelgrauer Cenomanpläner. 

. Glaukonitführender Quader. 

. Harter weißer Quader. 

. Rotliegendkonglomeraät. 


Pooano %» 


m WW u 


Glaukonitbank nicht mehr aus so hartem Gesteine wie zum Beispiel 
in der Gegend von Neustadt a. d. Mettau besteht, ist die Zone ohne 
Aufschlüsse nur bei großer Aufmerksamkeit zu finden. Beim Erbstollen 
ist, wie ich durch Schürfungen feststellen lassen könnte, die in Fig. 6 
wiedergegebene Schichtfolge zu beobachten. Die Mächtigkeit der 
Plenus-Zone beträgt hier etwa 15 m. 


Die Sandsteinfazies der Plenus-Zone. 


In der Gegend von Kukus, Königinhof und Hofitz fehlen der 
cenomane Pläner und der Plänersandstein. An ihre Stelle tritt ein 
äußerst charakteristischer Grünsandstein. Er ähnelt auffallenderweise 
den glaukonitführenden Plänersandsteinen des Tharandter Waldes und 


[17] Die Zone des Actinocamax plenus in der Kreide des östl. Böhmen. 415 


von Pennrich bei Dresden, Gesteine, die ebenfalls ein sandiges Äqui- 
valent des cenomanen Pläners, der Zone des Actinocamax plenus sind !). 

Die sandige Fazies der Plenus-Zone beginnt westlich von Prohrub 
und Hoficka. Sie zeigt sich zuerst in dem tiefen, die ganze Kreide- 
tafel durchschneidenden Schwarzbachtale. 

Dicht unterhalb der Walzenmühle zwischen Chwalkowitz und 
Untergrund streichen über dem Quader der Korycaner Schichten 
glaukonitreiche Tonsande aus. Sie sind so reich an Glaukonit, daß es 
sich wohl lohnen könnte, dieselben als Kalidünger namentlich auf den 
schweren Kreidemergelböden, die südlich unweit Chwalkowitz beginnen, 
zu verwerten. Die Mächtigkeit dieser Tonsande war nicht festzustellen, 
da sie in nur ganz unbedeutenden Aufschlüssen sichtbar wurden. 
Ihrem Habitus nach stehen diese Tonsande zwischen 
dem Pläner und dem Glaukonitsandsteine und man darf 
daher annehmen, daß beide Fazies durch allmählichen 
Ubergang miteinander verknüpft sind. Das Hangende der 
Tonsande bilden Pläner mit Inoceramus labiatus, 

Weiter talaufwärts, also in nordwestlicher Richtung, ist der 
Glaukonitsandstein von Zdar angefangen bis B&laun zu beobachten. Er 
liegt zwischen Quadersandsteinen, die in ihrer Fortsetzung Petrefakten 
der Korycaner Schichten geliefert haben, und einem sehr feinsandigen 
Pläner mit JInoceramus labiatus, hat also dieselbe Position wie der 
cenomane Pläner und Plänersandstein. 

Der Glaukonitsandstein ist ein sehr feinkörniger, grauer oder 
bräunlicher Sandstein, der in Bänken von meist !/, m, selten bis 1 m 
Dicke abgelagert ist. Er ist sehr viel feinkörniger als die ihn unter- 
teufenden Korycaner Quader, besitzt reichlich toniges Bindemittel 
und zahlreiche sehr feine Glaukonitkörnchen, die jedoch nur dem 
aus der Nähe betrachteten Gesteine einen grünlichen Farbenton ver- 
leihen. Sein Gefüge ist sehr gleichmäßig und eignet er sich daher zu 
Werksteinen, die aber nicht sehr wetterbeständig sind. Wegen seines 
Ton- und Glaukonitgehaltes liefert er keinen unfruchtbaren Boden, 
wie es sonst bei Kreidesandsteinen der Fall ist. Infolge seiner tief- 
gründigen Verwitterung ist in Steinbrüchen in der Regel ein ziemlich 
beträchtlicher Abraum zu bewältigen. Die Bänke des Glaukonitsand- 
steines werden meist durch dünne Letten oder Sandlagen scharf ge- 
sondert. An der Grenze gegen den darunterliegenden Cenomanquader 
bemerkt man meist (regelmäßig in der Umgebung von Gradlitz) eine 
Tonsandschicht von 1/; m Dicke. Die Mächtigkeit des Glaukonitsand- 
steines beträgt im Durchschnitte 20 m. 

Vollständigen Aufschluß über die Position des Glaukonitsand- 
steines gibt sehr klar die Gegend von Schlotten. Als tiefstes Kreide- 
glied hat man daselbst bei einer Brunnenbohrung (nach einer freund- 
lichen Mitteilung des Herrn Lehrer J. Borufka in Gradlitz) die 
kohleführenden Schiefertone der Perutzer Schichten angefahren. Über- 
lagert werden dieselben von zirka 25 m Korycaner Quader mit Pygurus 


ı) Vgl. W. Petrascheck. Studien über Faziesbildungen im Gebiete der 
sächsischen Kreideformation. Abhandl. d. naturw. Gesellsch. „Isis“. Dresden 1899, 
pag. 46. 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd , 3. u. 4. Hft. (W. Petrascheck.) 54 


418 W. Petrascheck. [20] 


in Böhmen erst zweimal begegnet bin, nämlich am Gehänge des 
Klopotovtales südlich vom Bade Rezek bei Neustadt a. d. Mettau und 
bei Prowoz südöstlich von dieser Stadt. 


Die Plenus-Zone in weiteren Teilen Ostböhmens. 


Anhaltspunkte dafür, daß sich die Plenus-Zone noch über viel 
weitere Strecken verfolgen läßt, als sie durch obige Schilderungen 
umfaßt werden, gibt schon die Karte Beyrichs und lehrten ebenso 
einige in die angrenzenden Gebiete unternommenen Touren. An 
mehreren Stellen zwischen Rovensko und Bohdankov bei Liebenau ver- 
zeichnet Beyrich den Plänersandstein zwischen dem Cenomanquader 
und dem Turonpläner. Unverkennbar traf ich die Zone bei Loutek an, 
woselbst sie aus gelblichen, feine Glaukonitkörnchen führenden Pläner- 
sandsteinen besteht, die, wie es die Regel ist, sich im Terrain nicht 
herausheben, aber bei einiger Aufmerksamkeit leicht zu erkennen sind. 
Den Führern des IX. Internationalen Geologenkongresses A. Slavik, 
J. N. Woldriceh und Ph. Po6ta!) ist diese Zone anscheinend voll- 
ständig fremd geblieben, denn sie erwähnen dieselbe mit keinem 
Worte und verzeichnen an ihrem Ausstriche, den alten Aufnahmen der 
Reichsanstslt folgend, Lehm. Auch bei Liebenau ist die Zone, wenn- 
gleich in teilweise etwas veränderter Ausbildung, vorhanden. Es ver- 
dient hervorgehoben zu werden, daß sie hier von Zahälka?), der 
die Profile dieser Gegend neu untersucht hat, im Gegensatze zu Fric 
verkannt wurde. Zahälka findet hier auf Grund der Ähnlichkeit 
mancher Gesteine Vertreter seiner Zonen III, IV und V, die dort, wo 
sie aufgestellt wurden, unter- und mittelturone Schichten umfassen. 
Friö stellte die Schichten ganz richtig zum Cenoman. 

Von unserem eingangs beschriebenen Aufnahmegebiete nach Süd- 
osten gehend, trifft man die Plenus-Zone in charakteristischer Weise 
in der Umgebung von Rokitnitz wieder an, woselbst sie bereits von 
Beyrich kartographisch ausgeschieden wurde. In einem dazwischen 
liegenden Landstriche, westlich von Opo@no, habe ich sie nicht auf- 
finden können). Es liegt dort über einem nur lokal entwickelten, 
glaukonitführenden Quader ein Konglomerat, aus dem ich Vola aequi- 
costata Lam. und Vola phaseola Lam. hervorholte. Auf das Konglomerat 
folgt Plänermergel mit /noceramus labiatus. Erneute Begehungen, zu 
denen wir schon in diesem Jahre zu kommen hoffen, werden zu zeigen 
haben, ob hier etwa das Konglomerat die Plenus-Zone vertritt oder 
ob vielleicht eine Lücke in der Schichtfolge vorhanden ist. 

Von Prim zwischen Rokitnitz und Reichenau besitzt die geo- 
logische Reichsanstalt (Koll. Wolf) in typischen, bräunlichen, glaukonit- 
reichen Plänersandstein Pecten asper. Lam. Auch bei Bredau östlich 
Geiersberg ist die Zone in charakteristischer ._ Ausbildung und an- 


1) Exkursion in die Kreide Böhmens. 

?) Pasmo IX. Kfidoveho ütvarıu v Pojizefi. Sitzungsber. d. k. böhm. Ges. d. 
Wissensch., math.-naturw. Kl. 1903, pag. 120. 

®) Vgl. Die Kreideablagerungen bei Opo@öno und Neustadt im östlichen 
Böhmen. Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1901, pag. 403. 


[21] Die Zone des Actinocamax plenus in der Kreide des östl. Böhmen. 419 


scheinend fossilreich vorhanden. Wolf fand in dem Graben südlich 
des Ortes nachfolgende Fossilien eingeschlossen in einem grauen, 
slaukonitischen Kalksandsteine, der, wie es im Plänersandsteine oft 
der Fall ist, häufig bis erbsengroße Gesteinssplitter und Quarzkörner 
enthält: Oribrospongia cf. subreticulata Münst., Rhynchonella dimidiata 
Sow., Pecten membranaceus Nilss., Pecten laevis Nilss., Lima cenomanense 
d’Orb., Esxogyra lateralis Nilss. und Ostrea hippopodium Nilss. Die 
südlich dieser Gegend liegenden Landstriche wurden durch Tietze 
einer Neuaufnahme unterzogen, die zwar der Frage nach Abtrennung 
eines cenomanen Plänerkomplexes nicht näher getreten ist, die aber 
doch weitere Anlıaltspunkte dafür erbracht hat, daß die Verhältnisse 
auch hier ganz ähnliche sind, eine Vermutung, die durch Begehung 
des Profils von Böhmisch-Trübau nach Zohsee bei Landskron an Wahr- 
scheinlichkeit gewann. Schon Fri@!) hat darauf hingewiesen, daß die 
Pläner von Zohsee sehr an Gesteine von Bohdisch bei Weckelsdorf 
erinnern. Diese letzteren aber gehören dem Plänersandsteine der 
Plenus-Zone an. Die Fossilien, die Fri@ sowohl wie Tietze?) von 
Zohsee erwähnen, lassen mehr auf turone wie auf cenomane Schichten 
schließen. Es befinden sich aber namentlich in dem Material der geo- 
logischen Reichsanstalt eine Anzahl unzuverlässiger Bestimmungen. 
Die Revision der letzteren (sie rühren von Jahn her) sowie die 
Durchsicht des Materials des böhmischen Museums zu Prag, die mir 
von Herrn Professor Dr. A. Fri und Dr. J. Perner in dankenswerter 
Bereitwilligkeit ermöglicht wurde, sowie endlich diejenige der reich- 
haltigen Suite des Landskroner Gymnasiums, die hier untersuchen zu 
können ich dem Entgegenkommen des Herrn Prof. Dr. von Pausinger 
zu verdanken habe, ergab, daß nachfolgende Arten von Zohsee als 
sicher zu gelten haben: /noceramus bohemicus Leonh., Avicula Neptuni 
Goldf., Pinna decussata Goldf., Pecten Kalkowskyi nov. spec., Pecten 
decemcostatus Gein., Pecten pewatus Woods., Lima cenomanensis d’Orb., 
Lima costicillata nov. spec., Exogyra columba Lam., Exogyra lateralis 
Nilss., Ostrea hippopodium Nülss. Von diesen Fossilien sind Pecten de- 
cemcostatus und der diesem nahestehende und erst kürzlich von Woods 
beschriebene Pecten pexatus Arten des Turons. Die übrigen Fossilien 
kommen zum Teil ausschließlich im Cenoman vor, zum Teil auch sind 
sie gerade im Niveau des Actinocamax plenus (Lima cenomanensis) 
recht verbreitet. Auf Grund der Fauna wäre es somit nicht ausge- 
schlossen, daß der Pläner der Steinbrüche von Zohsee noch ins Ce- 
noman gehört. Sehr wahrscheinlich ist dies von dem Pläner, der im 
Bürgerwalde östlich dieser Steinbrüche verbreitet ist, denn hier fand 
ich glaukonitführende Plänersandsteine und rote Pläner, die ganz 
den Eindruck der Gesteine machen, die auf Blatt Nachod die Plenus- 
Zone bilden. Auf rote Pläner stieß auch Tietze°) am roten Hübel 
östlich von Mährisch-Trübau und bei Michelsdorf. Von Dittersdorf bei 


1) Iserschichten (Archiv für die naturwissensch. Landesdurchforschung von 
Böhmen. Bd. V), pag. 60. 

?) Die geognostischen Verhältnisse der Gegend von Landskron und Gewitsch. 
Jahrb. d. k. k. geol. R.-A., Bd. 51 (1901), pag. 589. 


3) ]. c. pag. 641 und 582. 


420 W. Petrascheck. [22] 


Mährisch-Trübau erwähnt derselbe Autor!) ein fossilreiches Gestein. 
In einer kleinen von ihm gesammelten Probe bestimmte ich (abge- 
sehen von Bryozoen) Micrabacia coronula Goldf., Pecten virgatus Nülss. 
und Lima intermedia d’Orb. Es ist sehr zu bedauern, daß dem Auf- 
treten der Fossilien nicht weiter nachgeforscht wurde, um das Alter 
des Pläners sicherzustellen. Im Gegensatze zu Tietze, der wegen 
des Aussehens des Gesteines das Vorhandensein von Iserschichten in 
Erwägung zieht, möchte ich vielmehr an die Plenus-Zone denken, auf 
welche die kleine Koralle und die Lima ebenso wie der Gesteins- 
charakter hindeuten. 


Jenseits, westlich des als Boskowitzer Furche bekannten Streifens 
von Rotliegendem, sieht man Pläner mit /noceramus labiatus unmittel- 
bar auf Sandsteinen des Cenomans auflagern. Man kann in dem 
mächtigen Glaukonitsandsteinen, die in den großen Steinbrüchen bei 
Rathsdorf anstehen, deutlich zwei durch eine auch von Tietze?) 
bemerkte Schichtfläche getrennte Komplexe unterscheiden. Der untere 
(zirka 15—20 m) ist massig und ohne auffallende Bankung; er besteht 
aus festem Gestein, das nach unten gröber und an der Basis kon- 
glomeratisch wird. Der oberhalb der erwähnten Schichtfläche liegende, 
etwa 10 m mächtige Sandsteinkomplex ist viel mürber und lockerer. 
Sein Korn ist feiner. Seine Lagen haben deutliche Kreuzschichtung. 
Die hangendsten Bänke zeigen mitunter eine schwache Rötung und 
werden sehr feinkörnig. Das Gestein erinnert lebhaft an den Glaukonit- 
sandstein, den wir in der Gegend von Gradlitz und Horitz als Fazies- 
sebilde des cenomanen Pläners kennen lernten. Es kann sonach auch 
hier vermutet werden, daß die Plenus-Zone vertreten ist und daß in 
ihr ein ähnlicher Fazieswechsel wie in dem vorher behandelten Gebiete 
Platz greift. 

Aus einigen Bemerkungen von Reuss?) und von Tausch) 
darf man schließen, daß sich Vertreter der Plenus-Zone auch noch 
bis in den südlichsten Zipfel der böhmisch-mährischen Kreideformation 
hinein verfolgen lassen werden. Namentlich die sehr glaukonitreichen 
Tonsande von Blansko mit Exogyren deuten auf die Glaukonitbänke 
des cenomanen Pläners hin. Aber auch hier verlängen die Schichten 
ein eingehendes Studium. Ein kurzer Besuch der Lokalitäten lehrte, 
daß hier etwas andere fazielle Erscheinungen als in den bisher 
studierten Gegenden das Gebiet beherrschen. 


Da von mir?) auch in der Gegend von Chotebof an der Basis 
des Pläners glaukonitreiche Schichten aufgefunden wurden, in denen 
man Vertreter der Plenus-Zone vermuten kann, ist es wahrscheinlich, 
daß dieser Zone eine viel größere nachweisbare Verbreitung in Ost- 


') l. ce. pag. 646. 

2). l..c. pag. 545. 

3) Beiträge zur geognostischen Kenntnis Mährens. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 
1854 (Bd. 5), pag. 721. 

*, Uber die kristallinischen Schiefer- und Massengesteine sowie über die 
sedimentären Ablagerungen nördlich von Brünn. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A., Bd. 45 
(1895), pag. 396. 

5) Über das Vorhandensein von Malnitzer Schichten in der Gegend von 
Chotebof in Ostböhmen. Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1904, pag. 60. 


[23] Die Zone des Actinocamazx plenus in der Kreide des östl. Böhmen. 4921 


böhmen zukommt, als es das weite, bereits eingehender studierte Gebiet 
umfaßt. Berücksichtigt man die Erfahrungen der schlesischen Geologen 
sowie diejenigen, die in Sachsen gemacht wurden, so darf man mit 
Bestimmtheit erwarten, daß auch im westlichen Böhmen die Aus- 
scheidung der Plenus-Zone gelingen wird, wofür heute schon vereinzelte 
Anhaltspunkte vorhanden sind. Bei der geringen Mächtigkeit dieser 
Zone und bei der Schwierigkeit, die versteinerungsarme ostböhmische 
Kreideformation zu gliedern, ist es nicht zu unterschätzen, daß hier 
ein Schichtenglied vorhanden ist, das sich über weite Strecken mit 
Sicherheit verfolgen läßt. 

Bemerkenswert ist, daß die sandigen Fazies der Plenus-Zone 
nicht mit denen des Turons koinzidieren. In der Adersbach— Weckels- 
dorfer Mulde und im Heuscheuer Gebiete, woselbst jüngere Sandstein- 
ablagerungen dominieren, wird die Plenus-Zone von Plänersandsteinen 
gebildet. Sie machen bei Übertritt in das Gebiet der Plänerfazies 
zunächst ebenfalls Plänern Platz, bald aber treten, und zwar gerade 
dort, wo Mergel das ganze Turon aufbauen, Sandsteine an ihre Stelle. 
Es sind also erst in der Turonzeit die Ursachen, welche die Heraus- 
bildung verschiedener Fazies bedingten, stationär geworden. 


Die Gesteine der Plenus-Zone. 


Die Charakteristik der Gesteine wurde, soweit sie auf makro- 
skopischen Beobachtungen beruht, bereits eingangs sowie bei Schil- 
derung der Lokalitäten und Aufschlüsse gegeben. Hier soll nunmehr 
der Befund mikroskopischer Untersuchungen zur Darstellung gebracht 
werden. Chemische Prüfungen und physikalische Trennungsmethoden, 
wie sie von englischen Forschern — ich denke namentlich an die 
mustergültigen Untersuchungen Humes und JIukes-Brownes — 
gepflogen wurden, waren hier nicht anwendbar, da sich der Gesteins- 
verband der in Frage kommenden Sedimente weder durch Kochen 
mit Salzsäure, noch durch solches mit Kalilauge zur Auflösung 
bringen ließ. Quantitative Bestimmungen der Mineralkomponenten und 
Separierung derselben nach der Korngröße mußten demnach unter- 
bleiben, es mußten die viel ungenaueren Schätzungen und Messungen 
unter dem Mikroskop an ihre Stelle treten. Letztere wurden namentlich 
angewendet, um die mittlere Korngröße der Quarzsplitter und Körner 
im Gesteine zu bestimmen. Es ist selbstverständlich, daß die dabei 
erhaltenen Werte zu klein ausfallen, da mit einem Dünnschliff oft nur 
kleinere Kalotten der Körner abgeschnitten werden, statt der größten 
Durchschnitte, die zur Messung gebraucht werden 

Das charakteristischeste Gestein der Zone ist der Pläner- 
sandstein oder Rauhstein Beyrichs, dessen Hauptverbreitung im 
schlesischen Gebiete liegt, der aber auch in der Adersbach — Weckels- 
dorfer Mulde, in dem Hronov—Straußeneier Karbonzuge und an dem 
Kreiderande bei Vysokov entwickelt ist. Frisch von aschgrauer, oft 
ins bläuliche spielender Farbe, aber auch dann in der Regel mit rost- 
braunen Flecken versehen, ist er doch oberflächlich meist als ein 


422 W. Petrascheck. [24] 
Gestein von gelblicher oder bräunlicher Farbe anzutreffen. Diese 
Änderung der Farbe ist auf eine Auslaugung durch Wasser zurück- 
zuführen und macht sich außer an der Oberfläche auch dort bemerkbar, 
wo in den Kreideschichten intensive Wasserzirkulation statthat. Diese 
sraue Farbe wird durch einen sehr feinen dunklen Mineralstaub, der, 
soweit es nicht Magnetit war, nicht identifiziert werden konnte, be- 
dingt. Durch Glühen der Schliffe war er nicht zu beseitigen, ist daher 
keine Kohle. 

Bezeichnend für den Plänersandstein ist sein kieseliges Binde- 
mittel, welchem das Gestein seine Festigkeit und schwere Verwitter- 
barkeit verdankt. In allen Schliffen findet man, daß Chalcedon in mehr 
oder weniger großer Menge als Zement auftritt. Der Plänersandstein, 
den man bei Vysokov oder bei Kote 400 am Waldrande östlich von 
Hronov antrifft, enthält reichlich, ersterer sogar überwiegend, Chalcedon, 
in demjenigen dagegen, der am Fuße des Rückens zwischen Zdarek 
und Mokriny ansteht, überwiegt der Quarz weit mehr. Mitunter ist 
das Bindemittel fleckenweise stark angereichert; solches ist bei dem 
Plänersandsteine der Fall, der unmittelbar an der Landesgrenze bei 
Mokriny ausstreicht. Neben dem kieseligen Bindemittel ist bei Mölten 
auch noch etwas Oaleit als Zement bemerkbar. Hauptbestandteil aller 
dieser Psammite ist ein undulöser Quarz, neben diesem wird man in 
allen Schliffen vereinzelte Körner von Turmalin, Zirkon, Rutil, Andalusit 
und Magnetit finden, die deutlich auf die in der Nähe anstehenden, 
zum Teil auch von der Kreide überlagerten kristallinen Schiefergesteine 
als ihren Ursprungsort hinweisen. Feine Muskovitflitterchen sind in 
allen Proben häufig anzutreffen, auch Biotit macht sich hie und da 
bemerkbar. Der Quarz macht in der Regel 40—50°/ des Gesteines 
aus, seine Menge steigert sich gelegentlich bis auf etwa 70°, (zwischen 
Zdarek und Mokriny) fällt aber auch auf etwa 20° (Vysokov) herab. 


Die Größe seiner eckigen oder kantengerundeten Körner beträgt in: 


der Regel 0:07, 0:08 oder 009 mm. Immer sind daneben einzelne 
größere Körner vorhanden. Der Durchmesser von 0:19 mm war der 
größte, der bei diesen Quarzen gemessen wurde. Überdies ist natürlich 
noch feinster Mineraldetritus und Ton vorhanden in verschiedener, 
aber nicht bedeutender Menge. Mitunter ist er in den dunklen Flecken 
der Gesteine angereichert. Alle Plänersandsteine führen Glaukonit, 
dessen Gestalt aber nirgends mehr auf die Herkunft von Foraminiferen 
schließen läßt. Seine Körner sind in der Regel klein (etwa vom Durch- 
messer O'l mm), dem unbewaffneten Auge oft nur bei großer Aufmerk- 
samkeit bemerkbar. Vereinzelte größere Körner kommen mitunter 
daneben vor. Von organischen Resten wurden nur hie und da Spongien- 
nadeln, aber keine Foraminiferen angetroffen. 

Schon makroskopisch läßt der cenomane Pläner sein feineres 
Korn an dem dichteren Gefüge erkennen. Dunkle, graue Farbentöne 
sind auch ihm eigen. Dazu kommen auch hier die eigentümlichen 
rostbraunen sowie schwarzgrauen Flecken (letztere oft scharf begrenzt), 
die ganz ebenso im cenomanen Pläner von Plauen bei Dresden vor- 
handen sind und welche bewirken, daß das Gestein an den Flammen- 
mergel Norddeutschlands erinnert. Chalcedon tritt auch hier als 
Bindemittel auf, kann jedoch mitunter durch den geringen Kalkgehalt 


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[25] Die Zone des Actinocamax plenus in der Kreide des östl. Böhmen. 493 


gänzlich verdeckt werden. Kleine eckige Quarzsplitter, deren Durch- 
messer zwischen 0'035 und 0:06 mm schwankt, sind in sehr wechselnder, 
aber doch gegen den Plänersandstein stark zurücktretender Menge 
vorstanden. Hin und wieder stößt man auch auf ein Turmalin- oder 
Zirkonkörnchen. Muskovitschüppcehen dagegen sind zahlreich zugegen. 
Ton und feinster, durch das Mikroskop nicht mehr auflösbarer Mineral- 
detritus ist reichlicher als im Plänersandstein vorhanden. Glaukonit- 
körner sind nur vereinzelt wahrzunehmen, dahingegen sind Fora- 
miniferen, namentlich Textularien, in großer Menge im Gestein ein- 
gebettet. 

Der so sehr charakteristische glaukonitreiche Pläner, 
beziehungsweise Plänersandstein, zeigt auch dort, wo er 
über Pläner liegt, deutlich ein Gröberwerden seines Kornes. Es wurden 
0:06 bis 0:09 mm als mittlerer Durchmesser seiner Quarzkörner ge- 
funden. Zirkon, Aueit, Biotit und Rutil waren auch in ihm nach- 
weisbar. Bemerkt wurde schon früher, daß die Glaukonitbänke gern 
vereinzelte grobe Sandkörner und kleine Gesteinsbrocken einschließen. 
Dies, ebenso wie der große Glaukonitreichtum, bewirkt, daß in diesen 
Glaukonitbänken der litorale Charakter nochmals verstärkt hervor- 
tritt. Der Glaukonit macht zuweilen 30°/,, zuweilen noch mehr vom 
Gesteine aus. Die Körner desselben sind größer als beim Pläner- 
sandstein, im Mittel 0:13 bis 0'15 mm. Seine Verteilung im Gestein 
ist, wie schon eingangs erwähnt, unregelmäßig; in Schlieren und 
Wolken ist er zuweilen stark angereichert, scharfumgrenzte Flecken 
sind mitunter ganz oder fast ganz frei davon. 

Die rote Farbe des roten Pläners und Plänersandsteines 
tritt unter dem Miskroskop viel weniger hervor als im Handstück. 
Sie wird hervorgerufen durch sehr feinen, in hellem Lichte mit röt- 
licher Farbe durchscheinenden Staub von Eisenglanz. Alle unter- 
suchten Proben waren kalkfrei, wodurch sich unser roter Pläner von 
demjenigen Norddeutschlands unterscheidet. Das Fehlen von Kalk ist 
bei manchen roten Plänern, wie jenem von Kfizanov nordöstlich 
Mezlet, eine sekundäre, auf Auslaugung zurückzuführende Erschei- 
nung. Der Glaukonit der roten Pläner ist gebräunt und zersetzt. Es 
konnten aber doch unter dem Mikroskop keine Beobachtungen ge- 
macht werden, die darauf schießen lassen, daß der Eisengehalt des 
roten Pigments aus dem Glaukonit herrühre, zu welcher Vermutung 
wir, wie oben erwähnt, durch das Auftreten und die Verbreitung des 
roten Pläners geführt wurden. 


Der Faunencharakter der Plenus-Zone. 


Nachdem im vorhergehenden die Verbreitung der Zone, ihre 
Lagerungsverhältnisse und Gesteine eingehend geschildert wurden, 
erübrigt nur mehr, alle zur Alterbestimmung dienlichen Beobachtungen 
zusammenzrtfassen. 

Wir haben eine Gesteinszone verfolgt, die stets das Liegende 
der unterturonen Labiatus-Pläner bildet und die ihrerseits von den 
Quadersandsteinen des böhmischen Cenomans unterlagert wird. Es 
ist nicht möglich, diese letzteren mit einer der im nordwestdeutsch- 


Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (W. Petrascheck.) 55 


494 W. Petrascheck. [26] 


englisch-französischen Cenoman unterschiedenen Unterabteilnngen in 
Übereinstimmung zu bringen. Es ist ebensogut möglich, daß die 
Quadersandsteine der Perutzer und Korycaner Schichten das ganze 
Öenoman von der Tourtia bis zu den Rhotomagensis-Schichten hinauf 
umfassen, wie es auch möglich ist, daß sie nur diesen letzteren 
entsprechen. 


Neben dem Umstande, daß das untersuchte Niveau den Labiatus- 
Pläner stets direkt unterlagert, ist, abgesehen von der übrigen Fauna, 
das an einigen Punkten erwiesene Vorkommen von Actinocamax plenus 
ausschlaggebend. In Frankreich, England und Norddeutschland hat 
man diese Art immer an der Grenze von CGenoman und Turon ange- 
troffen. Solches ist in dem behandelten Gebiete zweifellos anch der 
Fall und besteht in diesem Niveau somit vollkommene Überein- 
stimmung). Die Fauna unserer durch Actinocamax plenus ge- 
kennzeichneten Zone hat ein entschieden cenomanes 
Gepräge, wie aus der nachfolgenden Zusammenstellung ersichtlich 
ist. Wir führen die Fauna des Plänersandsteines und des Pläners vereint 
auf, wobei die Funde Michaels aus der Gegend von Cudowa mit 
verwertet wurden, dahingegen wurde die Gegend von Zohsee außer 
acht gelassen, weil die Abgrenzung zwischen cenomanem und turonem 
Pläner dort noch nicht durchgeführt ist. Separat zählen wir die 
Fauna des Glaukonitsandsteines auf, um auf den Einfluß, den die 
Fazies auf die Fauna ausübt, aufmerksam machen zu können. 


Fauna des cenomanen Pläners und Plänersandsteines: 


Ptychodus mammilaris Ag. 
Actinocamax plenus Dlainv. 
Pleurotomaria plauensis Gein. 
kostellaria Parkinsoni Mant. 
Protocardium hillanum Sow. 
Modiola capitata Zitt. 
Avicula anomala Sow. 
„ . Roxelana d’Orb. 

Inoceramus bohemicus Leonh. 
Lima pseudocardium Reuss. 


') Allerdings könnte man nach einer kürzlich erschienenen Bemerkung Jahns 
zu dem Glauben verleitet werden, daß das Vorkommen des Actinocamax plenus in 
Böhmen nicht allein auf die Grenze zwischen Cenoman und Turon beschränkt sei. 
Angeblich soll diese Art im Sandsteine von Raschkowitz und Svojsie vorkommen, 
An und für sich wäre das Vorkommen dieses Leitfossils im Sandsteine durchaus 
nichts Merkwürdiges und könnte sonach an beiden Orten, ganz ebenso wie wir es 
oben aus der Gegend von Gradlitz—Königinhof—Hofitz geschildert haben, die Plenus- 
Zone in sandiger Fazies vorliegen. Dank dem freundlichen Entgegenkoimmen Herrn 
Dr. Perners war ich in der Lage, selbst einen Belemniten von Raschkowitz unter- 
suchen zu können. Die Schlankheit des Exemplars fiel mir dabei auf, so daß ich 
es durchaus nicht für unmöglich halte, daß hier nicht der Actinocamax plenus, 
sondern der Actinocamasx lanceolatus vorliegt. Für diese letztere Art aber kommt 
nach den Erfahrungen, die Lambert und Grossouvre in Frankreich und 
Iukes-Browne in England gemacht haben, Erfahrungen, die sich nach Stolley 
(Zur Kenntnis der nordwestdeutschen oberen Kreide. XIV. Jahresber. d. Ver. f. 
Naturwiss. zu Braunschweig, pag. 7) auch für Braunschweig bestätigen dürften, ein 
tieferes Niveau in Betracht. 


[27] Die Zone des Actinocamax plenus in der Kreide des östl. Böhmen. 495 


Lima ornata d’Orb. 

„  eenomanense d’Orb. 

„  elongata Som. 

„  SDowerbyi Gein. 
Pecten asper Lam. 

»„ elongatus Lam. 

»„.  acuminatus Gein. 

»„ Galliennei d’Orb. 
laevis Nilss. 
„ membranaceus Nills. 
„.  orbieularıs Sow. 
»„ laminosus Mant. 
„ virgatus Nills. 


Vola aequicostato Lam. 

„ notabilis Münst. 
Spondylus hystrie Goldf. 
Ostrea hippopodium Nilss. 
Exogyra laciniata Goläf. 

u conica Dow. 

RN columba Lam. 
haliotoidea Som. 
lateralis Nills. 
Alectryonia carinata Lam. 
Serpula septemsulcata Reich. 
Iöhynchonella compressa Lam. 

e dimidiata Sow. 
Cidaris vesiculosa Goldf. 
. Reussi Gein. 


Fauna der Sandsteinfazies: 


Acanthoceras Mantelli Sow. 
Pecten elongatus Lam. 

„ asper Lam. 

Vola quinquecostata Sow. 

»„  quadricostata Sow. 

„  aeqwicostata Lam. 
Alectryonia carinata Lam. 
Exogyra columba Lam. 
Gervillia solenoides Defr. 
Rhynchonella dimidiata Sow. 


Es sind sonach die Arten des Sandsteines fast sämtlich im 
Pläner und Plänersandstein vorhanden, aber es sind die stark skulp- 
turierten und dickschaligen Bivalven im Sandstein entschieden häufiger 
und in größeren Individuen anzutreffen als in der anderen Fazies, 
Wahrnehmungen, die ganz in Einklang stehen mit Beobachtungen, 
die ich früher in der Kreide Sachsens machen konnte. 

Die Zusammenstellung zeigt, daß die charakteristischen Arten 
des Cenomans in der Plenus-Zone vorhanden sind. Selbst der Pecten 

b5* 


496 W. Petrascheck. [28] 


asper, von dem sich?) früher annehmen zu müssen glaubte, daß er 
nicht bis in die Plenus-Zone hinaufgeht, ist noch wiederholt und an 
verschiedenen Orten gefunden worden. Freilich kann ruhig dahingestellt 
bleiben, ob alle der für das Cenoman charakteristischen Zweischaler 
als Leitfossilien gerade für dieses gelten können. Die Bivalven 
des Cenomans sind zum Teil wohl nichts anderes als Leitfossilien für 
die Litoralfazies der oberen Kreide, darum kehren auch einzelne 
Arten auch in jüngeren, aber litoralen Bildungen wieder. Gerade in 
litoraler Fazies ist aber das Cenoman in weiter Verbreitung bekannt, 
diese aber erstreckt sich hier auch noch auf die Plenus-Zone, die, 
wie oben dargelegt wurde, ebenfalls in transgredierender Lageruug 
zu trefien ist. 

Der Faunencharakter der Plenus-Zone unseres Gebietes ist aber 
ein ausgesprochen cenomaner, der nicht durch das Vorhandensein 
auch nur einzelner turonen Arten getrübt wird. Scharf setzt über die 
Plenus-Zone der Inoceramns labiatus ein, gerade so wie es nach den 
Ausführungen Strombecks?) in Westfalen der Fall ist. Man darf 
es als in hohem Maße bezeichnend ansehen, daß die Inoceramen, die 
sich nach unseren bisherigen Erfahrungen von der Fazies unabhängig 
zeigen, bestimmt auf das Cenoman hinweisen. 

Vergleichen wir das, was wir hier über die Zone des Actino- 
camax plenus in Ostböhmen erfahren haben, mit dem, was über das 
gleiche Niveau aus anderen Gegenden bekannt ist, so fällt die größte 
Übereinstimmung mit Sachsen auf. Hier wie dort begleitet eine 
cenomane Fauna den genannten Belemniten, Nur in dem ersten Auf- 
treten ?) des Pachydiscus peramplus Mant. im Cenomanpläner Sachsens 
machen sich schon Anklänge an das Turon bemerkbar. Derselbe 
Fazieswechsel zwischen Pläner und Plänersandstein ist in Sachsen 
innerhalb der Plänerzone bemerkbar. In den Gesteinen, im Pläner 
und namentlich im Grünsandstein ist oft eine frappante Ähnlichkeit 
zu verzeichnen. Unter den Fossilien, die von Geinitz) und von mir’) 
aus der Plenus-Zone in Sachsen angeführt werden, befinden sich 
einige, die nicht gerade häufig sind und die anscheinend auch eine 
geringe vertikale Verbreitung haben, die sich aber doch in der Plenus- 
Zone Östböhmens wiederum nachweisen ließen. Vielleicht sind sie 
für dieses Niveau bezeichnend. Ich möchte die Aufmerksamkeit 
namentlich auf das Vorkommen von Avicula Roxelana d’Orb., Lima 
cenomanense d’Orb., Vola notabilis Münst. und Serpula septemsulcata 
Reich. lenken. Mit Ausnahme der Lima sind sie zwar alle bereits aus 
dem die Plenus-Zone unterteufenden Carinatenquader nachgewiesen 
worden, sie gehören darin jedoch zu den Seltenheiten, während sie 
in der Plenus-Zone öfter angetroffen werden. Avicula Roxellana allein 
ist mir überdies aus den tiefsten Bänken der Labiatus-Zone von 


!) Studien über Faziesbildungen. Abhandl. d. naturwiss. Ges. „Isis“. Dresden 
1899, pag. 49. 

2) Zeitschr. d. Deutschen geol. Ges., Bd. 11 (1859', pag. 43. 

3) W. Petrascheck. Die Ammoniten der sächsischen Kreideformation. 
Beitr. z. Pal. a. Geol. Österreich-Ungarns, Bd. 14 (1902), pag. 138. 

*) Elbtalgebirge, I. (Palaeontographica, Bd. 20, 1). 

5) Studien über Faziesbildungen. Abhandl. d. Isis 1899, pag. 37—53. 


[29] Die Zone des Actinocamax plenus in der Kreide des östl. Böhmen. 497 


Markausch bei Klein-Schwadowitz bekannt geworden. Die Lima ceno- 
manensis d’Orb. dürfte oft übersehen worden sein, da zu ihrer Identi- 
fizierung Abdrücke notwendig sind, wofern nicht Schalen selbst vor- 
liegen. Auch ist das Niveau, in dem diese Art in Frankreich vor- 
kommt, ein etwas jüngeres, denn d’Orbigny fand sie in den unteren 
Schichten des Turons von Mans. In England dagegen wurde sie nach 
Iukes Browne in den mittleren Zonen des Cenomans beobachtet. 
Dies, ebenso wie das Auftreten der Vola notabilis im Grünsande von 
Essen deutet darauf hin, dab eine strenge Niveaubeständigkeit der 
angeführten Arten über weitere Gebiete nicht mehr zu erwarten ist. 
Immerhin halte ich die Verbreitung genannter Fossilien wenigstens 
in der sächsisch-böhmischen Kreide für beachtenswert. Vielleicht auch 
gilt dies noch für die Kreideablagerungen bei Regensburg, woselbst 
über dem cenomanen Grünsandsteine, durch die dünne Eybrunner 
Schicht getrennt, die Reinhausener Schichten folgen. Im Gestein, dem 
Plänersandsteine der Plenus-Zone bei Dresden ähnelnd, führen sie neben 
Vola notabilis und Irhynchonella compressa bereits den Jnoceramus 
labvatus. Die unterturone Fauna überwiegt aber erst in den Winzer- 
bergschichten. Man wird daher erst in diesen letzteren den Vertreter 
der Lubiatus-Stufe suchen dürfen, an der Grenze zwischen Cenoman 
und Turon, in der Eybrunner, beziehungsweise Reinhausener Schicht 
aber die Plenus-Zone vermuten dürfen. Allerdingsist hier das Leitfossil 
der Zone noch nicht gefunden worden. Aus dem tieferen Grünsand- 
steine wurde dagegen von Gümbel ein Belemnit angeführt, doch 
scheint es mit diesem, wie Schlüter!) bereits hervorhebt, seine Be- 
denken zu haben. 

Auf das deutlichste ist eine Zone mit Actinocamax plenus schon 
lange durch Schlüter?) in Westfalen erwiesen worden. Sie besteht 
aus einem, zahlreiche dicke Glaukonitkörner einschließenden Mergel, 
der zwischen dem fossilreichen cenomanen Grünsandstein und dem 
Labiatus-Mergel liegt. Wegen seiner Fossilarmut — außer Actinocamazx 
plenus hat dieser Mergel nur Serpula amphisbaena Goldf. geliefert — 
war hier über faunistische Beziehungen zum Cenoman oder Turon 
nichts weiter auszusagen. In dieser Hinsicht ist aber eine während 
des Druckes erschienene Mitteilung Stilles?) sehr bedeutungsvoll, 
denn sie weist das Vorkommen des Actinocamax plenus im obersten 
Cenoman der Paderborner Gegend nach. Im übrigen Norddeutschland 
ist es aber bisher nicht gelungen, eine Plenus-Zone auszuscheiden. 
Müller) fand die Art in Lünebung an der Grenze von CGenoman 
und Turon; Schlüter?) erwähnt sie aus dem roten (Labiatus-) Pläner 
vom Harzrande. Dem Vorgehen Heberts®) folgend, fügte Schlüter 


1) Vgl. Die Belemniten der Insel Bornholm. Zeitschr. d. Deutsch. geol. Ges., 
Bd. 26 (1874), pag. 840. 

2), 1; c..nag. 836. 

3) Zeitscär. d. Deutschen geol. Ges. 1905, Briefe pag. 162. 

4) Vgl. Wollemann. Die Fauna der Lüneburger Kreide. Abhandl. d. k. 
preuß. geol. Landesanst. N. F., Heft 37, pag. 111. 

5) ]. c. pag. 472 und Cephalopoden der oberen deutschen Kreide. Palaeonto- 
graphica, Bd. 24, pag. 219. 

6) Bull. soc. geol. de France III. ser., t. 2 (1874), pag. 417. 


428 } W. Petrascheck. [30] 


die Plenus-Zone dem Turon als unterste Etage ein. Barrois!) dagegen 
rangierte dieselbe in das Cenoman. In der neuesten zusammenfassenden 
Darstellung der Kreide Frankreichs zieht Grossouvre?) die Plenus- 
Zone ins Turon, Tukes Browne?°) hingegen rechnet dieselbe bei der 
Behandlung der englischen Kreide ins Cenoman. Da die Fossillisten von 
Barrois hauptsächlich in Gegenden zustande gebracht wurden, in 
denen das Cenoman transgressiv ältere Bildungen überlagert, hielt 
ich es für möglich, daß der meist rein cenomane Faunencharakter der 
Plenus-Zone in den Ardennen im Gegensatz zu dem turonen Faunen- 
charakter derselben Zone in Yonne etc., teilweise auf fazielle Ein- 
flüsse zurückzuführen sei, da ja in den küstennahen transgredierenden 
Ablagerungen des erstgenannten Gebietes mehr Vertreter der lito- 
ralen Cenomanfauna zu erwarten sind. Soweit es möglich ist, sich 
aus der vorhandenen Literatur ein Bild über die Art des Auftretens, 
die Fazies und den Faunencharakter der Plenus-Zone verschiedener 
Lokalitäten zu machen, scheint meine Vermutung keine Bestätigung 
zu erhalten. In der Gegend des Kap Blanc nez, wo die Plenus-Zone 
ebenso wie am gegenüberliegenden Gestade des Canal de la manche 
mergelige Entwicklung zeigt *), ist das Cenoman in vollständiger 
Schichtfolge vorhanden und wird noch von den Tonen der Unter- 
kreide unterteuft. Trotzdem aber ist die Fauna, die Barrvis an- 
führt), eine rein cenomane. In der Gegend von Fauquembergue und 
Aix en Gohelle (beide Orte nördlich der Achse von Artois gelegen) 
traf man die Plenus-Zone in einer Gegend an, in der das Vor- 
handensein von Aptien und Albien erwiesen ist®). Bei dem zuerst 
genannten Orte ist die Zone mergelig und führt Arten des Turons, 
bei Aix en Gohelle dagegen hat sie die Fazies der Tourtia, hier 
aber sind turone Arten nicht aufgefunden worden. Uber der trans- 
gredierenden Tourtia liegt bei Tournay in geringer Mächtigkeit die 
Plenus-Zone, die selbst mit einer Aufarbeitung ihrer Unterlage be- 
ginnt. Trotz der Litoralfazies enthält, wie Cayeux”) und Munier- 
Chalmas°) gezeigt haben, daselbst die Plenus-Zone mehrere Arten 
des Turons. 

Diese und noch eine Reihe anderer, nicht angeführter Beobach- 
tungen zeigen, daß von der litoralen oder Flachsee - Fazies der 
Faunencharakter der Plenus-Zone allein nicht abhängig ist. Es kommen 
darin neben den durch die Eigentümlichkeit der Fazies bedingten 
Arten bald cenomane, bald turone Spezies vor. Die Zone zeigt eben 


!) La zone & belemnites plenus. Ann. soc. g&ol. du Nord 1875 u. Mem. sur 
le terr. crit. des Ardennes. Daselbst 1878. 

?) Recherches sur la craie superieure. Mem. pour servir & l’explication de 
la carte geol. det. de la France. Paris 1901. 

®) The cretaceous rocks of Britain. Mem. geol. surv. London 1900—1904. 

4) Vgl. Iukes Browne, l. c. Bd. 2, pag. 45. 

dl. 2ripag! 159. 

6) Vgl. Peron. Sur Vexistence du Gault entre les Ardennes et le Bas- 
Boulonnais. Ann. soc. geol. du Nord, t. XXI (1893), pag. 205. 

?) Notes sur le cretac€ de Cherg pres Tournay. Ann. soc. g6ol. du Nord, 
t. 16 (1889), pag. 142. 

®) Vgl. Hebert, Remarques sur Ja zone ä& belemnitella plena Bull. soc. 
g<ol., III ser., t. 16 (1888), pag. 486. 


[31] Die Zone des Actinocamax plenus in der Kreide des östl. Böhmen. 499 
eine Mischung der Formen beider Etagen, wie sie in einer Grenz- 
schicht nicht anders zu erwarten ist. Die Erfahrungen, die Iukes 
Browne in der Kreide Englands gemacht hat, stehen hiermit in 
bestem Einklange ''). 

Für unsere böhmischen Verhältnisse glaube ich aus diesen 
Auseinandersetzungen ableiten zu dürfen, daß auch der Nachweis 
von turonen Arten in der faunistisch wie lithologisch so gut charak- 
terisierten Plenus-Zone nichts an deren stratigraphischer Stellung 
ändern würde. | 

Wohl könnte man es für praktisch finden, in Böhmen den Schnitt 
zwischen Cenomen und Turon dort zu legen, wo über der Fazies des 
Sandsteines die des Pläners beginnt. Für ein solches Vorgehen trat 
auch jüngst erst Tietze ein?). Hierzu genügt es, darauf hinzu- 
weisen, daß die Plenus-Zone bald als Pläner, bald als Sandstein auf- 
tritt. Man würde, wenn man sich lediglich an das Gestein hält, ein 
und dasselbe Niveau bald als Cenoman, bald als Turon kartieren 
müssen, was gewiß nicht angängig ist. Überdies ist die Plenus-Zone 
oft auch als Plänersandstein entwickelt, bei dem es zweifelhaft bleiben 
würde, zu welchem Niveau man diesen schlagen soll. Lithologisch sind 
Cenoman und Turon in Ostböhmen auf das engste verknüpft, fauni- 
stisch dagegen sind sie nach den bisherigen Erfahrungen deutlich 
geschieden. 


Paläontologischer Anhang. 


Pecten (Aequipecten) decemcostatus Münst. 
Tafel X, Fig. 57. 


1834. Goldfuss, Petrificata Germaniae II, pag. 35, Taf. 92, Fig. 2. 
1846. Reuss, Böhmische Kreideformation II, pag. 28, Taf. 39, Fig. 14. 
1876. Geinitz, Elbtalgebirge II, pag. 35, Taf. 10, Fig. 8 und 9. 


Die Beschreibungen Münsters und Geinitz’ gründen sich 
auf Steinkerne aus dem Quadersandsteine, die wegen der Grobheit 
dieses Materials feinere Details der Schale nicht erkennen lassen. 
Gegen 20 Steinkerne und Abdrücke dieser Art aus dem Plänersand- 
steine von Zohsee bieten daher Gelegenheit, die Beschreibungen etwas 
zu ergänzen. 

Geinitz’ Abbildungen zeigen schon, daß die beiden Ohren, die 
an dem stets rechtwinkligen Wirbel sitzen, von nahezu gleicher Größe 
sind. Unter dem tiefen Byssusausschnitte sind am Steinkerne kleine 
Zähnchen zu bemerken. Die Gestalt der Ohren ist auf den Abbildungen 
richtig wiedergegeben. Von den zehn (ausnahmsweise auch neun) 
Rippen sind ‘die äußeren schwach gebogen. Auf den Steinkernen 
beider Klappen sind die stark hervortretenden Rippen schmäler als 


Val. Slere. Bd. Il! PaE..21. 
?) Erläuterungen zu Blatt Landskron—Böhmisch-Trübau, pag. 20. 


430 W. Petrascheck. [32] 


die Zwischenräume zwischen denselben. Scharf setzen die Rippen 
gegen ihre flach gerundeten Zwischenräume ab. Am Abdrucke, also 
auf der Schalenoberfläche, sind die Rippen nicht derart abgesetzt, 
auch sind sie schärfer als am Steinkerne (vgl. Fig. 7). Sie tragen in 
Abständen, die der Breite der Rippen fast gleich kommen, kurze, 
nach unten geneigte Dornen. Auch die Oberfläche der Ohren kann 
einige dünne, bedornte Rippen tragen. 

Am Steinkerne größerer Exemplare ist am unteren Teile der 
Rippen durch zwei dünne, seichte Furchen eine Andeutung zu einer 


a — Querschnitt der Rippen von Pecten decemcostatus am Steinkerne. 
b —= Dasselbe vom Abdruck. 


Dreiteilung der Rippen gegeben. Am Abdruck ist von denselben jedoch 
nichts zu bemerken. 

Feine, am Abdruck und am Steinkerne wahrnehmbare Anwachs- 
streifen laufen wellenförmig über die Falten und Furchen hinweg. Das 
größte Exemplar hat eine Höhe von 355 mm. Die Breite der Schale 
kommt der Höhe gleich. 

Pecten rarispinus Reuss (Böhm. Kreideformation U, pag. 31, 
Taf. 39, Fig. 15) stimmt vollkommen mit unseren Abdrücken überein. 
Er ist zweifellos auf die Schale der Art gegründet, die im Steinkerne 
von Münster P. decemcostatus genannt wurde. 


Pecten (Aequipecten) pexatus Woods. 
Tafel X, Fig. 8 und 9. 


1902. Pecten pexatus Woods. Cretaceous Lamellibranchia (Pal. Soc.), pag. 190, Taf. 34, 

Fig. ‘5, 6 und 7. 

Die erst vor kurzem aus dem englischen Turon und Senon be- 
schriebene Art hat sich im Pläner von Zohsee in sechs Exemplaren 
nachweisen lassen. 

Die Art schließt sich ebenso wie der Pecten Dujardini köm. des 
Scaphitenpläners an den Pecten cenomanensis d’Orb. an, einer Gruppe, 
die durch S—11 kostizillierte Falten ausgezeichnet ist. 

Die Unterschiede des Pecten pexatus gegen den Pecten Dujardini 
sind schon von Woods betont worden. Hinzufügen wollen wir nur, 
daß die bei letzterer Art zu beobachtende Dreiteilung der Falten in 
eine meist etwas kräftigere mittlere und zwei seitliche Falten, die 
alle oft noch eine weitere ungleiche Zweiteilung erfahren, dem Peeten 
pexatus abgeht. Ahnlich wie bei Pecten decemcostatus tragen auch bei 
Pecten pexatus die mittleren Rippen auf jeder Falte kurze Dornen, 
was bei den uns vorliegenden Exemplaren des Pecten Dujardini von 


[33] Die Zone des Actinocamax plenus in der Kreide des östl. Böhmen. 43] 


Strehlen nicht der Fall ist. Jedoch dürfte auf dieses Merkmal, wie 
rezente Arten zeigen, weniger Wert zu legen sein. Auch alle anderen 


Rippen tragen enger aneinanderstehende Knötchen. 


Der Querschnitt der Falten am Steinkerne und am Abdrucke 
gleicht völlig den beiden bei Pecten decemcostatus gegebenen Skizzen. 
Jedoch erweisen sich die Falten auch am Steinkerne kostizilliert. 


Pecten (Camptonectes) Kalkowskyi nov. spec. 
Tafel X, Fig. 1—4. 


Daß der Pecten virgatus Nilss. eine ebenso verbreitete wie viel- 
sestaltige Form ist, wurde durch die Untersuchungen Holzapfels') 
und Hennigs?) bekannt. Dem freundlichen Entgegenkommen Herrn 
Professor Dr. E. Kalkowskys verdankte ich die Möglichkeit, das 
ganze von Geinitz bei der Aufstellung seines Pecten curvatus be- 
nutzte Material untersuchen zu können. Ich kam dabei zur Ansicht, 
daß auch diese letztere Art in Peeten virgatus aufgeht, der somit in 
den oberturonen Ablagerungen Böhmens und Sachsens keine Seltenheit 
ist. Ubrigens ist schon von Holzapfel die Art Geinitz’ richtig 
beurteilt worden. 

Unter dem mir von Zohsee vorliegenden Material befinden sich 
20 Pectines, die ebenfalls dem P. virgatus nahe stehen, sich aber alle 
durch einige Merkmale auszeichnen, die mich doch veranlaßten, sie 
als eigene Art dem Pecten virgatus gegenüberzustellen. Die Exemplare 
fallen zunächst nur durch ihre Größe auf. 

Das größte Exemplar des P. virgatus, das Hennig vorlag, maß 
bei 15 mm Breite 17 mm Höhe. Die Abbildungen Geinitz’ beziehen 
sich auf ausnahmsweise große Stücke. Unter unseren Stücken, die 
durchweg größer sind als der P. virgatus, befinden sich einige, die 
bei 30 und 33 mm Höhe eine Breite von 28, beziehungsweise 32 mm 
besitzen. Oft ist die Höhe der Breite gleich, der Umriß also ein 
kreisförmiger, die Schalen somit ein wenig breiter als bei P. virgatus 
Nilss. Die beiden Klappen sind ungleich wie bei der Art Schwedens 
und von Aachen. Der Byssusausschnitt ist tief, die feinen Zähne, die 
Hennig aus demselben beschrieb, sind auch hier vorhanden. Die 
beiden Schloßränder sind gleich lang und bilden einen Winkel von 
100°, zuweilen auch 105° während bei P. virgatus 90° die Regel ist. 
Die Zahl und Stärke der Rippen ist zwar ebenfalls schwankend, jedoch 
sind sie im allgemeinen beträchtlich zahlreicher und feiner als bei 
P. virgatus Nilss. Charakteristisch sind die zahlreichen Gabelungen 
nahe am Unterrande. 

Auf eine Eigentümlichkeit sowohl an den Exemplaren von 
Zohsee als auch an zahlreichen Stücken des Pecten virgatus von 
verschiedenen, Lokalitäten Sachsens und Böhmens muß noch hinge- 


1) Mollusken der Aachener Kreide (Paläontogr., Bd. 35), pag. 229, Taf. 26, 
Fig. 7—9. 

?) Revision af Lamellibranchiaterma i Nilssons „Petrificata suceana forma- 
tionis eretaceac“ (Lunds Univ. Ars Skr., t. XXXTII, 1897, pag. 41, Taf. 2, Fig. 28 u. 33. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (W. Petrascheck.) 56 


432 W. Petrascheck. [34] 


wiesen werden, weil sie phylogenetisch von Interesse und trotz 
ihrer Verbreitung bei dieser Art noch nicht erwähnt wurde. Gerade 
bei den Pectines zeigen die dem Wirbel zunächst gelegenen ältesten 
Schalenteile oft einen anderen Bau. Ist es doch Jacksons Unter- 
suchungen gelungen, hier auf das deutlichste an der Entwicklungs- 
seschichte des Individuums die Stammesverwandtschaft der Gattung 
zu verfolgen. Alle gut erhaltenen Exemplare des Pecten virgatus, die 
‚wir aus Böhmen und Sachsen untersuchen konnten, aber auch solche 
von anderen Fundorten zeigen nahe am Wirbel die scharf ausgeprägten 
konzentrischen Rippen einer Synklonema; dazwischen ist, allmählich 
kräftiger werdend, die Camptonectes-Skulptur vorhanden. Spätestens 
bei einer Schalengröße von 7 mm verschwindet die Synklonema- 
skulptur sehr rasch und die feinen gebogenen Rippen von Camptonectes 
bedecken allein die Schale. Ganz analoge Erscheinungen sind nicht 
selten bei rezenten Arten wahrnehmbar. Trefflich kennzeichnet 
Philippi!) ein solches Verhältnis vom Peeten tigrinus, indem er 
sagt, dab dessen Radialskulptur der Camptonectes-Skulptur gewisser- 
maßen aufgepfropft sei. 

Habituell ähnelt unser Peeten sehr dem Pecten striato punctatus 
Röm. Er unterscheidet sich aber von dieser Art unter anderem durch 
das Fehlen der Anwachsstreifen, die den Furchen zwischen den 
tippen dieser Art das charakteristische punktierte Aussehen verleiht. 
Auch der Peeten dichotomus Seguenzas?) ist ihm nahe verwandt. 
Er stimmt mit unserer Art in den gleichen Größenverhältnissen und 
der feinen Skulptur überein, unterscheidet sich aber durch einen 
rechten Schloßkantenwinkel und durch die, wenn auch geringe Un- 
sleichheit der Seiten. Durch beide Merkmale nähert er sich dem 
P. virgatus. In der Zersplitterung, die die bogenförmigen Rippen 
nahe dem Unterrande erfahren, steht der Pecten dichotomus zwischen 
unserer Art und dem JPeeten virgatus. 


Lima (Mantellum) elongata Sow. 


18627. Sowerby, Mineral Conchology, Bd. VI, pag. 113, Taf. 559, Fig. 2. 
1904. Woods, Cretaceous Lamellibranchia® (Palaeontogr. Soc.), Bd. II, pag. 31, 

Taf. VI, Fig. 5, 6, 7. 

Die zum Subgenus Mantellum gehörigen Lima-Arten Sachsens 
und Böhmens stellte man in der Regel zu Lima elongata Sow. oder 
zur seltenen Lima Reichenbachi Gein. Die neue Bearbeitung, welche 
die zuerst genannte Art durch Woods erfahren hat, läßt nun er- 
kennen, daß das, was man in der Regel aus dem Turon Sachsens 
und Böhmens, dem Vorgehen Geinitz?) folgend, als Lima elongata 
bezeichnete, nicht zu dieser Art gehört. Woods hat dies ganz richtig 
erkannt und hat bereits auf die Unterschiede, die zwischen Lima 


!) Zur Stammesgeschichte der Pectiniden. Zeitschr. d. Deutschen geol. Ges., 
Bd. 52 (1900), pag. 91. 

?) Studi geol. e. paleont. sul cretaceo medio dell Italia meridionale. Atti 
della r. accad. dei lincei III. Ser., Bd. 72 (1882), pag. 167, Taf. 15, Tig. 4. 

®) Elbtalgebirge, Bd. II, pag. 40, Taf. 9, Fig. 9 und 10. 


[35] Die Zone des Actinocamax plenus in der Kreide des östl. Böhmen. 433 


elongata und der sächsischen Art, bestehen, hingewiesen. Dank der 
Freundlichkeit des Herrn Prof. Dr. E. Kalkowsky konnte ich 
einige Exemplare aus Sachsen, darunter die Originale Geinitz’s, 
hier aufs neue vergleichen und die Ausführungen Woods vollauf be- 
stätigen. Die Figur 9 auf Tafel 9 bei Geinitz ist am Wirbel er- 
sänzt, die Anwachsrippen rekonstruiert. Exemplare, die aus Bossekers 
Ziegelei in Plauen herstammen und offenbar zur selben Art gehören, 
haben sehr feine Anwachsstreifen, ähnlich wie L. elongata Sow. Vorm 
sind die Rippen (Zahl 15 bis 16) stumpfer und flacher wie rückwärts. 

Aber auch d’Orbigny') hat schon früher erkannt, daß die von 
Reuss abgebildete und auch zu Strehlen vorkommende Lima elongata 
nicht zur Art Sowerby’s gehört. D’Orbigny brachte daher für 
die Art den Namen Lima Reussi in Vorschlag, welcher aber von 
Geinitz unter die Synonyme der Lima elongata gestellt wurde. 
Aus dem Vorstehenden ergibt sich nun, daß der Name 
Lima dAeussi d’Orb. für das, was bisher aus dem Turon 
Sachsens und Böhmens als Lima elongata Sow. bezeichnet 
wurde, wieder in Anwendung zu bringen ist. 

Unsere Untersuchungen ergaben aber, daß auch die echte 
Lima elongata Sow. m der Kreide des hier behandelten Gebietes 
vorhanden ist. Exemplare, die uns aus dem cenomanen Pläner, be- 
ziehungsweise Plänersandstein von Vysokov bei Nachod (Koll. Wolf) 
und von Jauernik bei Lewin (Koll. Beyrich) vorliegen, stimmen 
ganz mit der Art überein, die von Woods unter Benutzung des 
Sowerbyschen Original aus dem englischen Cenoman beschrieben 
wurde. 


Lima costicillata. spec. nov. 
Tafel X, Fig. 10—12. 


Unter dem mir aus dem Pläner von Zohsee bei Landskron vor- 
liegenden Material befinden sich auch acht Exemplare einer Lima 
mit kostizillierten Rippen, wie sie ähnlich bei der Lima Reichenbachi 
Gein. und Lima intermedia d’Orb. vorhanden sind. Namentlich letz- 


Fig. 8. 


es 


VD 200,9 20 
a — Lima Reussi. Querschnitt der Rippen am Steinkern. 
b — Lima costicillata. Querschnitt der Rippen am Steinkern. 


terer Art ähnelt sie durch die stark nach rückwärts verlängerten 
Schalen. Sie ist aber weniger hoch als diese Art und nähert sich im 
Umriß mehr der Lima elongata Sow. Der Wirbel bildet einen 
Winkel von 95°. Auf den flachgewölbten Schalen sind 17 oder 13 


!) Prodrome de Paleontologie, Bd. II, pag. 249. 


56* 


454 W. Petrascheck. [36] 


Rippen zu zählen, deren jede je nach der Größe der Schale 5 bis 6 
radiale Linien oder Sekundärrippen trägt. Die Rippen sind im 
Querschnitt scharf gerundet. (Fig. 8b.) Sie sind aber auf der Innen- 
seite der Schale (Steinkern) etwas breiter als auf der Schalenober- 
fläche (Abdruck). Die vorderen Rippen sind breiter wie die mittleren 
und rückwärtigen. Auf der Rückseite schwächen sich die Rippen 
rasch stark ab und sind nur noch als Linien zu erkennen. Auf den 
Ohren enden die Radialrippen vor dem Rande, der nur von An- 
wachsstreifen gebildet wird, etwa so, wie es Woods Figur 4c von 
Lima intermedia d’Orb. abbildet. Die Unterschiede von dieser Art, 
soweit sie in der Berippung liegen, kommen am deutlichsten durch 
das Profil derselben zum Ausdruck, das Fig. 8, der Mitte der Schale 
entnommen, wiedergibt. Schuppige Anwachsstreifen laufen über die 
Schale hinweg. Höchstwahrscheinlich gehört zur selben Art das 
Tafel X, Fig. 12 abgebildete Exemplar. Es unterscheidet sich von 
dem in Fig. 10 und 11 durch den weniger langen Umriss. Die 
Wölbung ist auf der im Profil erscheinenden Schale infolge Ver- 
drückung ungewöhnlich stärker. In den Details der Skulptur besteht 
die genaueste Übereinstimmung mit den vorher beschriebenen Stücken. 
Für den Umriß aber liegen Zwischenformen vor, die vermuten lassen, 
daß dieser veränderlich sein kann. 


Kleine Beiträge zur Geologie der Bukowina. 


Von Dr. Hermann Vetters. 


Mit einer Karte in Farbendruck (Tafel Nr. XI) und vier Zinkotypien im Text. 


I. Die Kalkklippe von Krasna bei Czudin in der west- 
lichen Bukowina. 


Im verflossenen Sommer unternahm Herr Prof. V. Uhlig mit 
einigen Hörern eine Exkursion in die Ostkarpaten, wobei auch die 
dem äußeren Klippenkranze angehörige Klippe von Krasna—Putna 
bei Czudin wegen des daran sich knüpfenden geologischen Interesses 
besucht wurde. Denn an und für sich sind in der Sandsteinzone der 
Ostkarpaten Klippen ziemlich selten und ferner ist speziell die von 
Krasna wegen der bei ihr zahlreich auftretenden sogenannten exo- 
tischen Grüngesteine besonders interessant. Schließlich ist das Alter 
des Klippenkalkes bis zu einem gewissen Grade noch strittig gewesen 
und bedurfte einer endgültigen Festlegung. 

Infolge der großen praktischen Bedeutung — es ist dies weit 
und breit das einzige Vorkommen reinen Kalkes — ist dieser Punkt 
schon seit langer Zeit in der geologischen Literatur bekannt. Alth'!) 
hat bereits im Jahre 1355 diese Klippe besucht und beschrieben, 
wobei er diesen Kalk nach seinem Außern mit dem von Stramberg 
verglich und zum ÖOberjura rechnete, eine Ansicht, die von den 
meisten späteren Autoren geteilt wurde 2). Abweichend von unseren 
heutigen Anschauungen war seine tektonische Auffassung, nach der 
diese Kalke bei einem südwestlichen Einfallen den einen Schenkel 
einer großen Mulde bilden, deren anderer Arm von den an den 
kristallinen Grundgebirgen angelehnten Kalken gebildet wird und 
deren Inneres durch den Karpatensandstein erfüllt wird. 


!) Alth. Ein Ausflug in die Marmaroser Karpathen. Mitteil. d. geograph. 
Gesellschaft 1858. 


?) Zuber. Neue Karpathenstudien. Jahrb. d. k. k. geol, R.-A. 1902, pag. 249. 
— Uhlig. Bau und Bild der Karpaten. Wien 1903, pag. 867. 


Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Heft. (Dr. H. Vetters.) 


436 Dr. Hermann Vetters. [2] 


Diese Auffassung teilte auch Paul!) und das war hauptsächlich 
der Grund, welcher ilın bewog, die Kalke von Krasna als triadisch 
anzusprechen. „Da aber die Kalke dieser Randzone mit Sicherheit 
als triadisch nachgewiesen sind und der Kalk von Krasna auch einige 
petrographische Ähnlichkeit mit den höheren (obertriadischen) Gliedern 
derselben besitzt, glaube ich ihn mit mehr Wahrscheinlichkeit als 
triadisch einzeichnen zu sollen.“ Diese tektonische Begründung des 
triadischen Alters muß heute natürlich von vornherein wegfallen, 
nachdem man durch Uhlig weiß, daß diese Randzone oder richtiger 
Randmulde mit den Klippen nichts zu tun hat. Ferner haben sich 
auch die von Paul zum Vergleich herangezogenen Jüngeren Kalke der 
tandzone nicht als Obertrias, sondern als Neokom und Tithon-Neokom 
erwiesen. 

Uber das Alter der Kalke von Krasna kann dennoch kein 
Zweifel mehr bestehen, nachdem es beim letzten Besuche dieses 
Punktes gelang, einige, wenn auch schlecht erhaltene, doch bezeich- 
nende Fossilien zu finden. Es sind das: 


Belemnites sp. 
Nerinea conf. affinis Gem. 
T'ylostoma ponderosum Zitt. 
Deurria Sp. 
Isoarca explicata var, brevis böhm. 
Ferner einige Korallen, von denen sich 
Stylina parvipora Ogilvie 
Pachygyra conf. Knorri Koby. 
Thecosmilia sp. 
erkennen ließen ?). 


Nerinea conf. affinis Gem. zeigt ein kegelförmiges, etwas abge- 
stumpftes Gehäuse von 46 mm Länge und 20 mm Dicke. Ihre Außen- 
seite ist stark abgerollt, so daß von der Schalenskulptur fast nichts 
mehr zu sehen ist und man nur noch erkennen kann, daß die 
Naht auf einem erhabenen Gürtel verläuft. Der Nabel ist ziemlich 
weit und das Lumen wird durch zwei kräftige Falten verengt, einer 
stärkeren Spindelfalte und einer etwas kürzeren, von der oberen Wand 
herabreichenden Innenlippenfalte. An der Außenlippe ist nur eine 
ganz schwache Andeutung einer dritten Falte wahrnehmbar. 

Nach der Beschaffenheit der Falten und des Nabels stimmt 
unser Exemplar recht gut mit Nerinea affinis Gemm., welche Zittel 
(Stramberger Gasteropoden, Tafel 42, Fig. 15) abbildet, überein, nur 
ist die Außenfalte hier etwas stärker. Ob die Nähte so stark hervor- 
ragten, wie es für diese Art bezeichnend ist, läßt sich an unserem 
Stücke schwer entscheiden. 

Auch die von Gemmellaro (Schichten mit Terebr. Janitor. 
ll. Teil, Tafel 2, Fig. 14—17) abgebildete Nerinew« Wosinskiand 


ı) ©. M. Paul. Geologie der Bukowiva. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. XXVI, 
1876, pag. 319. 
?®) Die Bestimmnng der Korallen verdanke ich Herrn phil. W. Schmidt. 


[3] Kleine Beiträge zur Geologie der Bukowina. 437 


Zeusch. besitzt einen weiten Nabel und ähnliche Beschaffenheit der 


Falten. Da die zur Bestimmung nötige Skulptur — längliche, unten 
verdiekte Knoten mit tiefen Zwischenräumen — an unserer Nerinea 


nicht mehr sichtbar ist, kann jedoch eine Identifizierung nicht vorge- 
nommen werden. Dies ist jedoch deshalb weniger von Wichtigkeit, 
da beide in Frage kommenden Arten tithonische Formen sind und 
das tithonische Alter unseres Stückes dadurch nicht in Frage 
gestellt wird. 


Tylostoma ponderosum Zitt. (Stramberger Gasteropoden, Tafel 46, 
Fig. 3-7) ist durch ein mittelgroßes Steinkernexemplar von 40 mm 
Durchmesser vertreten. Obere Spindelpartie fehlend. 


Die als Scurria sp. oben angeführte Schnecke zeigt eine flach- 
napfförmige Gestalt (55 mm Durchmesser, 25 mm Höhe) mit groben, 
radialen Standrippen, von denen die einen und anderen knotenförmig 
anschwellen. 


Von Isoarca ist der Steinkern der rechten Klappe vorhanden, 
welcher mit /soarca explicata var. brevis Böhm. (Diceraskalke, Taf. 14, 
Fig. 5, und Stramberger Bivalven, Taf. 64, Fig. 21 u. 22) gut über- 
einstimmt. 


Diese Fossilien lassen erkennen, daß wir es m Krasna nicht 
mit Triaskalk, sondern mit Tithon zu tun haben. Damit 
stimmt auch die petrographische Beschaffenheit. 


Es ist ein dichter, weißer Kalk, bisweilen mit einem Stich ins 
Rötliche. Stellenweise zeigt er auch grünlichgraue Mergelpartien, 
welche oft die Ausfüllung oder einen Überzug der Fossilien bilden 
(Tylostoma, Scurria, Isoarca). Auch wird der Kalk mitunter brececiös 
oder konglomeratisch und enthält abgerundete oder eckige Ein- 
schlüsse eines anderen dunkleren Kalkes. Besonders ist das dem 
Steinbruche gegenüber am Sereezel zu beobachten. Aus dieser Partie 
stammt auch unsere Nerinea. Außerdem sind in solchen Partien auch 
Einschlüsse jenes noch zu erwähnenden Grünschiefergesteines zu finden, 
die in der westlichen Klippenhülle häufig vorkommen. 


Die Tithonklippe besitzt nach Paul eine Ausdehnung von unge- 
fähr 4 km in NO—SO-Richtung bei wechselnder, 200 m nicht über- 
schreitender Breite. Das Klippengestein ist jedoch nur im Sereczeltale 
am Südabhange des Berges Marisori durch einen größeren Stein- 
bruchbetrieb aufgeschlossen, daher lassen sich die Angaben über die 
Ausdehnung des Kalkes nicht so leicht prüfen. Paul zeichnet ferner 
in der Streichungsrichtung weiter südöstlich bei Solonee noch ein 
kleines Auftauchen von Tithonkalk; diesen Ort zu besuchen, war mir 
jedoch nicht möglich. 


Klippenhülle: Die Karpatensandsteine, in welchen diese 
Klippe gelegen ist, rechnete Paul zu der unteren Abteilung der 
Flyschgesteire, die nach ihm das Neokom und Urgon vertreten soll. 
Tatsächlich handelt es sich jedoch um alttertiäre Ablagerungen. 

Im Osten der Klippe treten fein- bis mittelkörnige Sandsteine 
auf, zwischen die zum Beispiel am rechten Sereczelufer gegenüber der 
Brettsäge von Krasna-Putna mit einem Fallen von 20° gegen SW 


438 Dr. Hermann Vetters. [4] 


dünnplattige, mürbe, braungraue, sandige Menilitschiefer mit dunkel- 
braunen Hornsteinbändern und Meletta-Schuppen eingeschaltet sind. 


Das Auftreten der charakteristischen Menilitschiefer stellt das 
tertiäre (oligocäne) Alter dieses Teiles der Sandsteinzone außer Zweifel; 
die oben erwähnten hellen Sandsteine sind somit als Wamasandstein 
anzusprechen, dem sie petrographisch entsprechen !). 

Im Steinbruche selbst ist auf dem Tithonkalke zunächst eine an 
verschiedenen Stellen verschieden starke Schicht von Hüllkonglomerat 


Fig. 1. 


Unterer Steinbruch der Klippe Krasna. 


K — Tithonkalk. — C. = Hüllkonglomerat (links aus groben Tithon und Grün- 
schieferblöcken, im Hintergrunde aus feinen, sandigen grünen Stücken bestehend). 
Sch. = Grünliche, sandige Hüllschiefer. 


zu beobachten. Im unteren, jetzt nicht mehr im Betrieb befindlichen 
Teile des Steinbruches (Fig. 1) sieht man an der inneren (West-) Wand 
auf dem Kalke eine nur wenige Zentimeter dieke Konglomeratschicht, 
namentlich aus dunkelgrünem und grauem schiefrigen Gesteine be- 
stehend, und darüber bauen sich in größerer Mächtigkeit feinkörnige, 


schiefrige, graugrüne, tonigsandige Gesteine auf. Einige steile Ver- 


!) Der Wamasandstein wurde von Paul (Geologie der Bukowina, S. 321) 
ebenfalls als Neokom angesprochen, durch Uhlig aber (Sitzungsber. der k, 
Akademie, 98 Bd., S. 740), welcher in ihm Nummuliten fand, als alttertiär nach- 
gewiesen. 


N 
1 
I 
‘ 


[5] Kleine Beiträge zur Geologie der Bukowina. 439 


werfungen durchsetzen den Kalk und seine Hülle, deren beiderseitige 
Grenzfläche 30° südwestlich fällt. Viel mächtiger und auffallender ist 
dagegen das Hüllkonglomerat an einem stehengebliebenen Pfeiler der 
Südwand. Das 2—3 m mächtige Konglomerat besteht hier aus groben 
faust- bis kopfgroßen Blöcken von Tithonkalk, neben denen auch Stücke 
der schon einmal genannten Grünschiefergesteine sich vorfinden. 

Dasselbe Konglomerat, nur mit überwiegendem Grünschiefer, 
steht auch im Sereczel südlich des Steinbruches bei der Brücke an. 
Weiter gegen Osten überwiegt wieder der Kalk bis etwas vor der 
Mitte zwischen dem Steinbruche und der Brettsäge der Wamasandstein 
und die Menilitschiefer erscheinen, an die sich dann noch weiter 
östlich bei Krasna jungtertiäre Bildungen anschließen. 

Die Grenze zwischen Kalkkonglomerat und Wamasandstein scheint 
ziemlich scharf zu sein. Ihr gegenseitiges Verhältnis genau festzu- 
stellen, mangelten hier entsprechende Aufschlüsse. 

Die schon mehrfach erwähnten Grünschiefergesteine 
treten in der Sandsteinzone westlich und südwestlich der Klippe zahl- 
reich an größeren und kleineren Blöcken, Konglomeraten ete. auf und 
sie haben wohl das Material geliefert für die grünlichgrauen, sandigen 
Hüllschiefer die wir im unteren Bruche über dem Tithon finden. 
Weiter westlich am Zusammenfluß des Kakacz und Sereczel ist im 
Flusse eine schon von Paul erwähnte etwa hausgroße Partie dieses 
dunklen Gesteines zu finden. Es scheint hier eine unmittelbar auf 
dem Anstehenden ruhende Blockenhäufung zu sein, da ich an ver- 
schiedenen Teilen verschiedenes Fallen der Schiefer maß (vorwiegend 
gegen Norden). Weiter flußaufwärts treten wieder feinere Konglo- 
merate auf und gehen in grünlichgraue, feinsandige Tonschiefer über, 
die 30° westlich fallen. Das Gestein vom Sereczel und Kakaez- 
zusammenfluß wurde seinerzeit von Neminar!') untersucht und als 
ein aphanitischer Hornblendeschiefer bezeichnet, welcher zahlreiche 
Hornblendeblättchen, denen in manchen Fällen Chlorit vergesellschaftet 
ist, neben geringen Mengen von Quarz und Feldspat enthält. Außer 
ihm kommen in den Konglomeraten westlich der Klippe noch andere 
petrographisch verschiedene Gesteine vor, die zusammen mit dem 
obigen meist kurzweg als Grünschiefergesteine bezeichnet wurden. 
Zum Beispiel wohlgeschieferter, etwas seidenglänzender, phyllitähn- 
licher Tonschiefer von grünlichgrauer Farbe, dann minder undeutlich 
geschichteter Grünschiefer von mehr dichter Struktur. 

Diese sogenannten Grüngesteine bilden anscheinend den Sockel 
der Tithonkalke, da einzelne Stücke auch als Einschlüsse im Tithon- 
kalk vorkommen, der Kalk aber keinerlei Anzeichen einer Reibungs- 
breccie, wie kleine Sprünge etc. zeigt, sondern kompakt erscheint. 
Auch die tertiären Ablagerungen, in denen diese Grünsteine vor- 
kommen, haben durchaus nicht den Charakter von Reibungsbreccien 
an sich, sondern gehen, wie oben erwähnt, in die anderen normalen 
Sedimente übcr. 

Solche „Grünschiefergesteine“ hat man auch sonst an verschie- 
denen Punkten der ostkarpatischen Sandsteinzone beobachtet. Sie 


!) Jahrb. d. k. k. geolog. R.-A. 1877, pag. 124. 
Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Dr. H. Vetters.) 57 


440 Dr. Hermann Vetters. [6] 


treten bekanntlich als Konglomerate und Blöcke usw. hauptsächlich 
am Außenrande der Flyschzone bisweilen in großer Menge in ver- 
schiedenen Horizonten auf. Eine größere, vielleicht anstehende Partie 
wurde nur noch von Böckh am Ojtospasse gefunden. 

Als ein den anderen Ablagerungen der Sandsteinzone gegenüber 
völlig fremdes Element haben diese exotischen Blockanhäufungen schon 
früh die Aufmerksamkeit der Geologen erweckt. Heute kann als 
sicher angenommen werden, daß sie die letzten Aufarbeitungsreste 
eines alten Gesteinswalles darstellen, welcher das karpatische Flysch- 
meer am Nordrande begrenzte. Diese Ansicht wurde schon von Paul 
und Tietze!), Hilber?), Uhlig?°) usw. ausgesprochen. 

In neuerer Zeit hat Zuber*) unsere Kenntnis über diesen 
alten Gesteinswall vermehrt, indem er zeigte, daß die schon von 
Peters?) erwähnten grünen Schiefer und Grüngesteine den exoti- 
schen Grüngesteinen der ostkarpatischen Sandsteinzone gleich sind. 
Die Dobrudscha hing mit jenem alten Gebirgswalle zusammen, der 
von hier in nördlicher Richtung bis in die Gegend von Przemysl zog 
und das Flyschmeer im Norden abschloßB und von der podolischen 
Platte trennte. Während der Kreidezeit sowie im älteren Tertiär 
bestand er nach Zuber als eigentlicher Wall, wurde mit Beginn des 
Miocäns zerstückelt und sank mit dem Rande der podolischen Platte 
in die Tiefe, so daß heute von ihm, abgesehen von dem Rumpfgebirge 
der Dobrudscha nur die in die Sandsteinzone eingefalteten alten 
Strandgerölle Zeugnis geben. 


II. Über das nordwestliche Ende der bukowinischen 
Randmulde. 


Czarny dit-Gebirge. 


Professor Uhligs Detailaufnahmen im Gebiete der bukowini- 
schen permo-mesozoischen Randmulde®) reichen gegen Nordwesten 
nur bis in die Gegend von Kirlibaba und des Gestütes Bobeika. 
Uber den weiteren Verlauf der Randmulde waren wir nur auf die 


') Studien in der Sandsteinzone der Karpathen. Jahrb. d. k. k. geolog. 
R.-A. 1877. — Neue Studien. Ebenda 1879, pag. 291. Paul: Natur des Flysches. 
Jahrb. d. k. k. geolog. R.-A. 1877, pag. 444. Tietze: Geogn. Verhandl. von 
Lemberg 1882, pag. 64. 

?) Die Randteile der Karpathen. Jahrb. d. k. k. geolog. R.-A. 1885. pag. 424. 

®) Beiträge zur Geologie d. westgal. Karpathen. Ebenda 1883, pag. 500. Er- : 
gebnisse geologischer Aufnahmen in den westgalizischen Karpathen. I. T. Ebenda 
1888, pag. 241 fi. Bau und Bild der Karpaten. 1903, pag. 838. 

*) Neue Karpathenstudien. Ebenda 1902, pag. 247 ft. 

°) Grundlinien zur Geographie und Geologie der Dobrudscha. Denkschrift d. 
k. Akademie d. Wissensch. Wien. XXVII, 1867. 

%) Vorläufiger Bericht über eine geolog. Reise in das Gebiet der goldenen 
Bistritz. Sitzungsber. d. k. Akademie. 93. Bd. 1889, pag. 730. — Beziehungen der 
südlichen Klippenzone zu den Ostkarpathen. Ebenda. 106. Bd. 1897, pag. 190. — 
Bau und Bild der Karpaten. 1903, pag. 801. 


17] Kleine Beiträge zur Geologie der Bukowina. 44] 


Angaben Pauls angewiesen; seit dessen Aufnahme der Bukowina 
(1876) !) hat anscheinend kein Geologe dieses entlegene und wenig 
bewohnte Grenzgebiet betreten, da die Aufnahmsarbeiten Zubers?), 
dem wir auch eine ausführliche Beschreibung des kristallinen Grund- 
gebirges verdanken, mit der galizischen Landesgrenze, dem Perkalab- 
tale, abbrechen. Paul zeichnete für dieses zwischen den zwei 
Quellflüssen des Üzeremosz, Perkalab und Sarata gelegene Gebiet 
über dem Grundgebirge einen einfachen, schmalen Streifen permi- 
scher und triadischer Gesteine, der vom ÜUzerny kamen südwärts bis 
zu den Häusern von Sarata reicht und über dem die Flyschgesteine 
folgen. 

Nachdem ich im Vorjahre anläßlich der erwähnten Exkursion 
in die Kimpolunger Gegend gekommen war und hier durch Herrn 
Professor Uhlig in den Bau der bukowinischen Karpaten, besonders 
der permisch-mesozoischen Randmulde eingeführt worden war, be- 
nutzte ich die gebotene Gelegenheit, in Begleitung des Herrn Dr. 
Rudnickj aus Lemberg, der mir, der Landessprache kundig, später 
manch wertvollen Dienst leistete, von Kimpolung aus mit dem Wagen 
nach Iswor und dann zu Fuß ins Quellgebiet des Üzeremosz zu reisen, 
um dieses Gebiet näher kennen zu lernen. 

Da mir, abgesehen von recht ungünstigen Witterungsverhält- 
nissen, nur kurze Zeit für diese Gegend zur Verfügung stand, mußte 
ich mich hauptsächlich auf die Verfolgung des permotriadischen 
Zuges beschränken und konnte in den kristallinen und neokom- 
oberkretazischen Schichten nur gelegentliche Beobachtungen machen. 
Dazu kommt, daß dieses Gebiet, ausgenommen die Gipfelpartien und 
einige kleinen Weiden am südlichen Abhange durchaus schlecht auf- 
geschlossen ist. Dichter Urwald, in dem die umgestürzten Baumriesen 
mehrfach übereinanderliegen, neuem Baumwuchse Nahrung bietend, 
und mehrere Schuh tief der Humus angehäuft ist, bedeckt die Ab- 
hänge; nur ganz selten kann man in Bachrissen etc. etwas anste- 
hendes Gestein finden. 

Das beigegebene Kärtchen kann daher besonders in den Gren- 
zen der Kreideschichten nicht auf volle Genauigkeit Anspruch 
erheben. 

Schließlich muß ich an dieser Stelle noch des gastfreund- 
lichsten Entgegenkommens dankbar gedenken, welches mir vom Herrn 
griechisch -katholischen Pfarrer Tovstink in Szipott-Kamerale und dem 
Herrn Förster Merker in der Sorata erwiesen wurde, und das es 
mir ermöglichte, mich längere Zeit hier aufzuhalten. 

Grundgebirge: Die kristallinen Schiefer, welche die Fort- 
setzung des kristallinen Stockes der Marmaros darstellen, bestehen 
nach Zuber der Hauptmasse nach aus Glimmerschiefer mit wechseln- 
den schmalen Lagen von weißem Quarz und Muskovit; die sonst 


häufigen akzessorischen Minerale, wie Granat, Cyanit, Staurolith 
/ 


1) Geologie der Bukowina. Jahrb. d. k. k. geolog. R.-A. 1876, pag. 280 fi. 

2) Die kristallinischen Gesteine vom Quellgebiete des Ozeremosz. Tschermaks 
Mittg. VIII. Bd. 1886, pag. 195. — Geologische Studien in den Ostkarpathen. 
IH. Teil (in polnischer Sprache). „Kosmos“, IX. Lemberg 1884, pag- 361 fi. 


07r 


442 Dr. Hermann Vetters. [8] 


fehlen fast gänzlich. Die Glimmerschiefer sind besonders im süd- 
lichen Teile unseres Gebietes verbreitet, wenn auch nicht in dem Maße, 
wie die alte Karte ergibt, da ein großer Teil oberflächlich von 
jungkretazischem Konglomerat bedeckt wird. 

Solche Glimmerschiefer fand ich auch in der kleinen kristallinen 
Partie, welche in dem Tälchen östlich vom Nordende des Hreben 
ansteht. Schicht- und Verwitterungsflächen sind wohl durch eisen- 
haltiges Wasser oberflächlich rot gefärbt. 

Im eigentlichen Czarny dil-Kamme nördlich von Sarata scheinen, 
soweit die Aufschlüsse es erkennen ließen, nicht so sehr diese hellen 
Glimmerschiefer verbreitet zu sein als jener dunkle, wohlgeschichtete 
Gneis, den Zuber (l. ce. pag. 197) beschreibt. Wenigstens fand ich 
am Pornale (Punkt 1311 m) sowie nördlich davon (Punkt 1482 m u. a.) 
ein wohlgeschichtetes, bis feingefälteltes Gestein, welches aus Lagen 
weißen Quarzes, Feldspates und dunklen, grünlichbräunlichen Glimmers 
besteht, daher eine dunklere, grünlichgraue Gesamtfarbe besitzt. 
Milchweiße Quarzeinlagerung und Einsprenglinge von Schwefelkies 
sind nicht selten. Auch die kristallinen Schiefer von der Bachna 
gehören hierher, zeigen Quarzeinlagerungen und Pyritschüppchen. 

Als Intrusivgestein ist die von Zuber (l. eit. pag. 196) als Ein- 
lagerung in den Glimmerschiefer angeführte Hälleflinta aufzufassen, 
welche im oberen Perkalabtal, bei den zwei Brücken am rechten Ufer, 
in steilen, phantastischen Felsen über dem Bache sich emportürmt. Ein 
hartes, günlichgraues, felsitisches Gestein, zeigt es unter dem Mikro- 
skop in einer dichten Grundmasse von Feldspat und Quarz kleine 
Quarzkörner. Stellenweise wird er schiefrig und geht nach Zuber 
durch stark gefaltete, grünlichgraue Varietäten, die aus schmalen 
Quarzlagen wechselnd mit weißem und grünlichem Glimmer bestehen, 
in den oben beschriebenen Gneis über. 

Schließlich fand ich am Ostabhange des Czarny dit oberhalb 
Szirokij grun neben kristallinen Schieferstücken Stücke eines fein- 
körnigen Biotitgranits, ohne daß es aber mangels jedes Aufschlusses 
möglich gewesen wäre, das gegenseitige Verhältnis von Granit und 
kristallinem Schiefer festzustellen. Wahrscheinlich ist der Granit als 
analoge intrusive Einschaltung, vielleicht auch als ein Gang aufzu- 
fassen wie die Hällefiinta des Westabhanges. 

Der nördliche Teil des COzarny dil stellt mit seinem Gneis und 
den intrusiven Fiuschaltungen die Fortsetzung der nämlichen, an 
intrusiven Gesteinen gleichfalls ziemlich reichen Randzone des 
Grundgebirges bei Kimpolung, Pozoritta usw. dar). 

Über diesem Grundgebirge folgt nun die permisch-meso- 
zoische Serie in der für die Ostkarpaten charakteristischen Aus- 
bildung. Zu unterst ein rötlicher bis gelber Quarzitsandstein und 
ein Konglomerat, welches in einer gleichen Grundmasse von Quarzit- 
sandstein mehr oder weniger abgerundete milchweiße Kieseln auf- 
weist. Es ist dies dasselbe Schichtglied, welches -wir in den ganzen 
Karpaten immer als erstes Sediment über dem Grundgebirge finden. 
Ziemlich allgemein rechnet man diese fossilleeren Quarzite und 


') Uhlig. Bau und Bild der Karpaten, pag. 796 f. 


u... 


[9] Kleine Beiträge zur Geologie der Bukowina. 443 


Konglomerate zur Permformation und bezeichnet sie wegen ihrer 
Ähnlichkeit mit dem alpinen Verrucano oft gleichfalls kurz mit dem- 
selben Namen. 

Als nächstes Schichtglied folgten konkordant graue, schlecht 
geschichtete, meist stark zerklüftete und in eckige Bruchstücke zer- 
fallende Dolomite, ähnlich dem Hauptdolomit unserer Ostalpen. Auch 
sie haben bisher noch nirgends Fossilien geliefert. Nach Paul’) 
gehen die Dolomite in unserem Gebiete nach oben hin in Kalke 
über; doch haben sich auch diese in gleicher Weise fossilleer er- 
wiesen. Paul?) und andere haben diese Dolomite als Vertreter 
der unteren Trias angesprochen, während Uhlig?) in seinen späteren 
Arbeiten sie noch dem Perm zurechnet und den Bellerophontenkalken 
der Südalpen an die Seite stellt. Maßgebend für diese Auffassung 
waren die Lagerungsverhältnisse im Tatarketal bei Breaza, wo fossil- 
führende Werfener Schichten den Dolomiten auflagern. Diese Dolomite 
(und Kalke) bilden den nördlichen Hauptkamm des Czarny dil, den 
sogenannten Czarny kamen, wo sie in steilen, malerisch zerklüfteten 
Felsen anstehen (vgl. Paul, pag. 282, Fig. 8), und ziehen von da 
südwärts, indem sie sich mehr dem Ostabhange nähern. Ihr Fallen ist 
im allgemeinen nordostwärts gerichtet, aber selten deutlich erkennbar. 

Die Trias ist durch ein nicht sehr breites Band roter Schiefer, 
Jaspis und Eisenkieselbänkchen, seltener dunkler, grauer Schiefer 
(sogenannter Jaspisschichten) vertreten. Man trifft auf diese Schichten, 
wenn man von den Dolomiten ostwärts gegen das Saratatal herab- 
steigt und kann sie in mehr oder minder steiler Lagerung über den 
Dolomiten beobachten. Dagegen konnte ich einen derartig groben 
Lagerungsunterschied, wie ihn Paul (Fig. 16, pag. 511) zwischen 
den steilen Jaspisschichten und flachen Dolomiten zeichnet, nicht 
beobachten. 

Weiter im SO, in der Gegend von Kimpolung, sind den Jaspis- 
schichten mehrfach Kalklinsen mit reichem Fossilinhalte eingeschaltet, 
wie der „Blutstein“ im Pareu Cailor bei Pozoritta mit Halobien und 
Trachyceren der karnischen Stufe. Solche Vorkommen stellen nach 
U hlig Miniaturriffen infolge heteropischer Differenzierung dar, während 
andere triadische Kalkvorkommen heute infolge der Denudation nur 
isolierte Blöcke darstellen, ehedem aber vielleicht ähnliche Riffe ge- 
bildet haben. Diese Vorkommen waren auch schon den älteren Autoren 
bekannt und haben Paul zur Aufstellung einer „Scehichtgruppe der 
obertriadischen Kalksteine“ veranlaßt ®). 

Einlagerungen von Kalkstein in den triadischen Schiefern, wenn 
auch nur in geringem Ausmaße und ohne Fossilien, sind auch in 
unserem Gebiete zu finden. Am Südabhange des Pornale (Punkt 1511 m) 
fand ich nach Durchschreiten der kretazischen Sandsteine in den 
Wasserrissen oberhalb der Häuser rote Jaspisschichten, welche 


A 
') Geologie der Bukowina, pag. 281 f. 
*) Ebenda, pag. 231. 


3) Sitzungsber. d. kais. Akademie d. Wissensch. Bd. 106, pag. 190. — Bau und 
Bild der Karpaten, pag. 681 f. 


*) loc. cit., pag. 291. 


444 Dr. Hermann Vetters. [10] 


unter 76° gegen S 60% O fallen, dann beim Weitergehen in nord- 
westlicher Richtung lichtgrauen Kalk mit weißen Spatadern und 
breceiösem Kalk, gebildet von lichten eckigen Kalkbrocken in einem 
dunkelroten, kalkigtonigen Bindemittel. Die Kalkbänke haben nur 
wenige Meter Breite, dann erscheinen graue mergelige Schiefer 
und neuerdings rote Jaspisschichten. Erst auf einer kleinen Anhöhe, 
die steil gegen Westen, gegen das nach Süden gerichtete Seiten- 
tälchen abfällt, erscheinen wieder die Dolomite und grauen Kalke 
des Perm. (Vgl. Fig. 2.) 

Auch der helle, weiße bis rötliche, zuckerkörnige Kalk mit 
stellenweise brecciöser Beschaffenheit, gelblicher und brauner Ver- 
witterungsfarbe an den Spaltflächen, welcher am Pornalegipfel west- 


Fig. 2. 


Durchschnitt vom Südabhang des Pornale. 


1 Kristalline Schiefer. — 2 Permquarzit. — 3 Permdolomit. — 4 Triasschiefer 
mit Kalklinsen. — 5 Plattige Sandsteine. — 6 Grober Sandstein — 7 Plattige 
Sandsteine und Mergelkalke mit Spatadern. (5-7 Unterkreide.) 


lich vom Punkt 1511 m» über kristallinischen Schiefern ansteht (vgl. 
Paul, Fig. 16, pag. 511.), scheint mir triadischen Alters zu sein. Gegen 
Süden hören diese Kalke, welche hier eine kleine steile Mauer 
bilden, rasch auf, so daß man einige Schritte nur weiter, unmittelbar 
über den kristallinen Schiefern, die Jaspisschichten antrifft. Verrucano 
und Permdolomit erscheinen erst weiter südwärts. Auch gegen Norden 
lassen sich diese Kalke nicht weiter als einige Schritte nur ver- 1 | 
folgen, sie stellen sich somit ähnlich den Kalkbänken weiter südlich | 
als eine etwas größere linsenförmige Einlagerung der triadischen E| 
Schichten dar, welche das lokalerweise hier fehlende Perm, welches | 
weiter nördlich nach dem nächsten zur Sarata führenden Tälchen in 
normaler Lagerung auftritt, überschoben zu haben scheint. (Vgl. 
Fig. 3, pag. 446.) 

Die drei Schichtglieder Verrucano, Dolomit und Jaspisschichten 
treten in den Ostkarpaten immer in engem Verbande miteinander auf. 
Ablagerungen des Lias- und Doggermeeres, welche nach einer Unter- 


11] Kleine Beiträge zur Geologie der Bukowina. 445 


brechung der Sedimentation zu Ende der Trias und nach erfolgter 
Denudation von Süden transgredierten, sind in einzelnen Denudations- 
relikten noch in der südlichen Bukowina gefunden worden. (Adnether 
Kalk im Vale sacca, dunkle, sandige Schiefer mit Posid. alpina bei 
Pozoritta, Braunjurakonglomerat von Isvoralb.) In unserem Gebiete 
sind von diesen Formationen keinerlei Spuren gefunden worden; 
wahrscheinlich reichten diese Transgressionen nicht so weit gegen 
Norden. Immerhin muß aber noch die Möglichkeit in Betracht gezogen 
werden, daß solche kleine Relikte noch gefunden werden und dab 
vielleicht unter sandigschiefrigem Neokomgestein Doggerreste vor- 
handen seien. 

Unsere dreigliedrige permisch-mesozoische Serie zieht vom 
Nordkamme des Czarny dil (Czarny kamen) gegen den West- 
abhang oberhalb des Saratabaches; den Hauptkamm bilden vom 
Punkte 1495 m an die kristallinen Schiefer des Grundgebirges, der 
Zug reicht bis über den südlich vom Pornale W—O fließenden linken 
Zufluß der Sarata, Dolomit bildet noch die gerundete Kuppe südlich 
und zieht dann bis zu dem westlich vom Barani potok befindlichen 
Nordast der Bojernikowata. Dieser Zug, den schon Paul, wenn auch 
in etwas geringer Ausdehnung zeichnete, ist aber nicht vollständig 
zusammenhängend und einfach. Abgesehen von der kleinen lokalen 
Uberschiebung des Perms am Pornalegipfel, scheint noch oberhalb 
Sirokij-grun eine blattartige Verschiebung vorhanden zu sein. Wenig- 
stens fand ich beim Herabschreiten von der zwischen Punkt 1495 m 
und 1482 m gelegenen Dolomitkuppe im Sattel westlich der Sirokij- 
grun bezeichneten Rückfallkuppe aufs neue Spuren kristalliner 
Schiefer und Granite. Dann gegen die Rückfallkuppe zu erschienen 
noch einmal Dolomitspuren und dann erst die kretazischen Sandsteine 
und Schiefer, die den Abhang gegen die Sarata zu bilden. 

Diese Ablagerungen eingehend zu untersuchen, war mir aus 
mehreren Gründen nicht möglich. Einerseits war die mir zu Gebote 
stehende Zeit zu gering und anderseits ist gerade dieser Ostabhang 
des Czarny dil dicht bewaldet und größtenteils ohne Aufschlüsse. 
Betreffs der stratigraphischen Gliederung dieser Schichten muß ich 
daher auf frühere Arbeiten, zunächst auf Paul zurückgreifen. Paul 
gibt (pag. 311) vom südlichen Teile des Pornale einen Durchschnitt 
mit einer Schichtfolge an, die auch ich, wenn auch nicht so deutlich 
— die Aufschlüsse scheinen sich wesentlich verschlechtert zu haben — 
an dieser Stelle gleichfalls beobachten konnte. Uber den Jaspis- 
schichten erscheinen zunächst plattige Kalksandsteine, dann grober 
Sandstein und Quarzkonglomerat, plattige, rötliche Kalkmergel mit 
Kalkspatadern und am Abhange gegen die Sarata zu neuerdings 
srober Sandstein und Konglomerat. Am linken Bachufer stehen blau- 
sraue Kalksandsteine und Schiefer mit weißen Spatadern, Hieroglyphen 
ete. an, welche Paul mit Ropiankaschichten vergleicht. Sie werden 
auf den Höhen des Jarowee und Tomnatik von Sandstein und grobem 
Konglomerat überlagert. (Vgl. Fig. 3.) 

Paul hat alle diese Schichten bis zu den weiter im Nordosten 
auftretenden Schipoter Schichten der Unterkreide zugezählt. Die zuletzt 
genannten Sandsteine und Konglomerate stehen jedoch nach Uhligs 


446 Dr. Hermann Vetters. [12] 


Untersuchungen mit den oberkretazischen Konglomeraten von der Innen- 
seite der Randmulde mit Kxogyra columba !) und cenomanen Ammoniten 2), 
in unmittelbarem Zusammenhange, indem ein Streifen dieser Konglo- 
merate bei Bobeika über die permisch-mesozoische Randmulde hinweg 
nach Norden greift. Somit sind diese Sandsteine und Konglomerate 
gleichfalls der Oberkreide zuzurechnen. 

In dem untersten Schichtgliede des oben angeführten Durch- 
schnittes, in den plattigen Kalksandsteinen fand Paul einen Belmniten 
und das zweitnächste Glied darüber, die rötlichen Kalkmergel, sind 
nach ihm mit den weiter südöstlichen, welche neokome Aptychen 
führen, identisch. Somit erscheinen die unteren Partien der Sand- 
steine als neokome Bildungen. Schwierig ist es jedoch, zwischen 


Pornale 1311. Fig. 3. 
Sarata. 
\ 
IN 
S N 
) Profil über den Pornale. 
(Zum Teil nach C. M. Paul.) 
1 Kristalline Schiefer. — 2 Permquarzit. — 3 Permdolomit. — 4 Jaspisschichten 
der Trias mit (4a) Kalkeinschaltung. — 5 Plattiger Sandstein (nach Paul mit 
Belemniten). — 6 Grober Sandstein. — 7 Plattige Kalkmergel mit Spatadern. — 
8 Grober Sandstein (5—8 Neokom). — 9 Kalksandstein mit Spatadern und Hiero- 


glyphen (OÖberkreide). 


oberer und unterer Kreide die Grenze zu ziehen, da wir ja nur 
in den oberen und unteren Schichten stratigraphische Anhaltspunkte 
haben. Am wahrscheinlichsten ist es, die groben Sandsteine dem 
Munezelsandstein gleichzustellen und die Oberkreide mit den Hiero- 
glyphenschiefern (Pauls Ropiankaschichten) beginnen zu lassen. 
Ähnliche Lagerungsverhältnisse wie in dem beschriebenen Profil 
konnte ich auch am Südabhange des Pornale und am gegenüber- 
liegenden südlichen Bachufer “beobachten. (Vel. Fig. 2 und 4.) 
Plattige Sandsteine und Schiefer neben groben, konglomeratischen 
Sandsteinen ziehen ferner den Ostabhang des Ozarny dil nordwärts 
und bilden mit NW-—SÖO-Streichen und NO-Fallen den schmalen 


‘) Lill. M&m. d.]. Soc. geol. de France. T. I. Mem. i3, pag. 255. Paris 1833. 


?) Vgl. Szajnocha. Über eine ceromane Fauna aus den Karpathen der 
Bukowina. Verhandl. d. k. k. geolog. R.-A. 1890, pag. 87. 


[113] Kleine Beiträge zur Geologie der Bukowina. 447 


nördlichen Ausläufer zwischen Perkalab und Sarata nahe ihrer Ver- 
einigung. 

Zuber zeichnet auf seinem Kartenblatte des anstoßenden gali- 
zischen Gebietes eine mit der hier gezeichneten ziemlich überein- 
stimmende Grenze zwischen kristaliinischem Schiefer und Filysch, 
rechnet aber alle Schichten über dem Grundgebirge zum Eocän, eine 
Meinung, die ich nicht zu teilen vermag. Das Eocän in Form von 
schwarzen Schiefern und kieseligen Sandsteinen (Schipoter Schichten) 
tritt erst am Nordostabhange des Tomnatik und Jarowec in NO ge- 
neigter Lagerung über den Oberkreidekonglomeraten auf, ein Ver- 
hältnis, das ich auch südlich am Wege von Par. Isvorului zu Bahna 
beobachten konnte. 

Im Perkalabtale fand ich beim Forsthause und südlich davon 
feinkörnige, bräunliche, glimmerige Sandsteine, sandige Schiefer 
wechselnd mit gröberen, an Munezelsandstein erinnernden Sandstein, 
dunkle bis schwarze, sehr glimmerreiche, tonige Schiefer, die auf den 
ersten Blick an kristalline Schiefer erinnern, und dann graue und 
rote Tonschiefer, gleich denen mit Aptychus imbricatus der Kimpolunger 
Gegend. Nach dieser petropraphischen Beschaffenheit wie auch als 
Fortsetzung der Schichten vom Ostabhange des Czarny dil dürften 
diese Schichten vom unteren Perkalab gleichfalls dem Neokom an- 
gehören und es scheint nicht nur Eocän, sondern auch Neokom 
und Oberkreide noch über den Perkalab und Czeremosz zu ziehen. 

Südlich vom Saratatale setzen sich die Neokomsandsteine und 
Schiefer auf den vom Barani westlich gelegenen Hügelzug fort. Auf 
der Wipezyna, westlich von dem Permdolomit, oberhalb der Bahna, 
fand ich einen nicht sehr grobkörnigen, bräunlichgrauen Sandstein, 
welcher nicht selten Cidaritenstacheln enthält und petrographisch an 
den Muncezelsandstein erinnert. Ich habe ihn deshalb und weil er 
über den Hreben her in der Fortsetzung des Neokoms vom Pornale 
liegt, gleichfalls als Unterkreide eingezeichnet. 

Ähnlicher Sandstein findet sich schließlich noch am Nordende 
des Hreben östlich des hier anstehenden Dolomits. Uber sein Alter 
will ich jedoch nichts Gewisses sagen, da er auch zu der unmittelbar 
nördlich anstehenden Oberkreide gehören kann. 

Wie schon bemerkt wurde, dürften zur Oberkreide die grauen 
Sandsteine und Schiefer mit Hieroglyphen gehören, die beim Forst- 
hause am Nordumbiegen der Sarata sowie sonst am rechten Ufer 
vielfach zu beoachten sind. Ferner konnte ich sie weiter südlich am 
Kirlibababache bei Douha Risza unterhalb des Punktes 1582 »» finden. 
Den Höhenzug selbst bilden die typischen Oberkreidekonglomerate, 
bestehend aus groben Quarzstücken mit zahlreichen kristallinen Brocken. 
Sie bilden die Fortsetzung der schon erwähnten Konglomerate mit 
Exogyra columba vom Cibotale bei Kirlibaba und setzen sich ihrer- 
seits in die Sandsteine und Konglomerate des Tomnatik und Sarowee, 
wie des südöstlich gelegenen Hroby fort und begleiten so den Nord- 
ostrand der 'permisch-mesozoischen Randmulde. Außerdem zieht nach 
Uhlig von Bobeika an der Südseite der Randmulde ein Streifen 
dieser Konglomerate gegen das Gestüt Luezina zu und verleiht da- 
durch der Randmulde den Charakter einer oberkretazischen Insel. 

Jahrbuch d.k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Dr. H. Vetters.) 58 


448 Dr. Hermann Vetters. [14] 


In analoger Weise greift von diesen Konglomeraten auch ein 
Arm gegen Nordwesten vor, welcher die Randmulde des Czarny dil im 
Süden umfaßt. Am Kamme der Bojernikowata liegen in fast horizontaler 
Lagerung unmittelbar auf dem kristallinen Grundgebirge die groben 
Quarzkonglomerate mit zahlreichen Glimmerschieferstücken und 
wechsellagern mit feineren, deutlich plattigen, etwas glimmerigen Sand- 
steinen, wobei infolge der größeren Widerstandsfähigkeit die Gipfel- 
steine der einzelnen Hügel des Kammes durch die Konglomerate 
gebildet werden, 

Schließlich wäre noch zu erwähnen, daß auch am Östabhange des 
Czarny dil eine isolierte Partie dieser Konglomerate die Szirokij grun 
senannte Rückfallkuppe bildet. Da weiter abwärts wieder die mehrfach 
wechselnden Schiefer und Sandsteine wie weiter südlich am Pornale 
zu finden sind, macht diese Partie den Eindruck eines Denudations- 
relikts, welches auf den neokomen Schiefern und Sandsteinen aufruht. 
Die Transgression der Oberkreide scheint an dieser Stelle weiter 
gegen Westen bis an die Randmulde selbst gereicht zu haben. 


Während die älteren Forscher wie F. v. Hauer, Herbich, 
Paul u.a. nur eine einfache permisch-triadische Zone annahmen, an 
die sich außen die Flyschzone anlegt, hat Uhlig durch die Unter- 
suchungen der Jahre 1889 und 1896 im Gebiete der Goldenen Bistritz 
und Moldawa nachgewiesen, daß man nicht von einem einfachen 
permisch-mesozoischen Streifen, als vielmehr von einer Randmulde 
sprechen muß, die dem präpermischen Gebirge eingesenkt ist, deren 
beide Flügel aber nicht immer in gleicher Weise ausgebildet sind. 
Der Innenflügel ist durchweg einfach und fast immer vorhanden, der 
Außen(NO)flügel zeigt nicht nur vielfache Komplikationen, Wieder- 
holungen ete., sondern wird auch an mehreren Stellen durch die 
Sandsteinzone, namentlich die transgredierende Oberkreide, gänzlich 
verdeckt, wodurch dann der Anschein einer einfachen permisch- 
mesozoischen Randzone mit der sich regelmäßig daranlagernden Flysch- 
zone erweckt wird. Gerade in dem unserem Teile benachbarten Gebiete 
von Luezyna ist in der bukowinischen Randmulde meist dieses Ver- 
hältnis zu beobachten. 

Bei Untersuchung des Czarny dit zeigte sich nun, daß im süd- 
lichen Teile desselben gleichfalls Reste eines Gegen- oder Außenflügels 
vorhanden sind, bei dem die Aufeinanderfolge der Schichtglieder 
umgekehrt ist, wie in dem von Paul schon beschriebenen Innenflügel. 

Am Zusammenflusse der Sarata und des Barani potok genannten 
Baches stehen am Nordende des Hreben die grauen, breceiösen 
Dolomite des Perms an, ziehen über den Baranibach zum gegenüber- 
liegenden Hügelzuge bis zum Nordbiegen der Sarata und ein letzter 
kleiner Felsen von Dolomit steht noch am linken Sarataufer am öst- 
lichen Pornale in der Nähe der Schleuse an. Die genaue Fallrichtung 
der Dolomite ließ sich nicht genau ermitteln, scheint aber gleichfalls 
ostwärts gerichtet zu sein, so daß der Außenflügel der Randmulde 
hier überkippt erscheint. Die Jaspisschichten der Trias treten etwas 
weiter den Baranibach aufwärts bei der Krümmung aus der SW- 
in die SO-Richtung auf. 


[15] Kleine Beiträge zur Geologie der Bukowina. 449 


Die älteren Formationen Verrucano und kristalline Schiefer konnte 
ich nur in einem kleinen Aufschlusse in dem Tälchen östlich vom 
Hreben finden. Sie weiter nach Südosten zu verfolgen, gestatteten 
leider die mangelhaften oder richtiger gesagt fehlenden Aufschlüsse 
nicht. (Fig. 4.) 

Dagegen konnten östlich der Wipezyna oberhalb der Bahna Alpe 
aufs neue Spuren dieses Gegenflügels nachgewiesen werden. Den 
ganzen Anhang westlich des Baches nehmen kristalline Schiefer ein, 
über ihnen lagern auf der Höhe, dort, wo der Fußsteig der Nord- 
ostausläufer die Wipcezyna erreicht, Verrucanoquarzit und Konglomerat 
und darüber die grauen Dolomite des Perms. Erst am Kamme der 
Wipezyna erscheinen grobe Sandsteine, vermutlich Neokom. Verrucano, 


Fig. 4. 


Barani 
Czarny dit. potok. Hreben. Sarata Tomnatik. 


Profil durch den südlichen Teil des Czarny dil. 


Etwas schematisiert; bis zum äußeren Glimmerschieferaufbruch NW—SO, dann 
SW—NO. 


1 Kristalline Schiefer. — 2 Permquarzit (bei 2a ergänzt). — 3 Permdolomit. — 
4 Triasjaspisschichten. — 5 Sandstein und Schiefer der Unterkreide. — 6 Mergel- 
schiefer (Oberkreide). — 7 Oberkreidekonglomerat und Sandstein. 


Dolomit und Spuren von Jaspisschichten fand ich auch unterhalb dieser 
Höhe im Quellgebiete des Bahnabaches, Verrucano im Quellgebiete 
der Sarata, während sonst diesen Nordostausläufer bis zur Sarata 
kristalline Schiefer bilden. Ob dieser Teil des Aubßenflügels mit dem 
schon besprochenen vom Hrebenende im Zusammenhange steht oder 
nicht, konnte aus den angegebenen Gründen nicht festgestellt werden. 


Soviel ist aber nach dem Gesagten als sicher anzunehmen, daß 
wir es hier wie weiter südlich mit einer deutlichen permisch-triadischen 
Randmulde zu tun haben, deren Inneres von unterkretazischen Sand- 
steinen und Schiefern erfüllt ist; dazu kommt noch möglicherweise 
ein kleiner Zug Neokom, der den Außenrand begleitet (Hreben). 
Die transgredierende Oberkreide trennt diesen Teil der Randmulde 
von ihrer Fortsetzung bei Luczyna und umfaßt inselartig den südlichen 
Teil des Ozarny dit. 

Dabei wird der südliche Teil des Innenflügels durch die Kon- 
glomerate und Sandsteine der Stara Wipezyna und Bojernikowata 

58* 


450 Dr. Hermann Vetters. [16] 


verdeckt, während vom Außenflügel der nördliche Teil durch die 
oberkretazischen Ablagerungen des Tomnatik verdeckt wird. 

Mit dem Czarny kamen erreicht auch der Innenflügel sein nord- 
westliches Ende; man sieht im Perkalabtale nirgends mehr Verrucano- 


dolomit oder Jaspisschichten anstehen. Unmittelbar über dem Grund- 


gebirge lagern sich auf galizischem Boden Sandsteine und Schiefer 
der Flyschzone, erst noch weiter westlich in der Marmarosch erscheinen 
wieder kleinere Partien der Randmulde !). 


!) Uhlig. Bau und Bild der Karpaten, pag. 812. 


Dr. Hermann Vetters: Zur Geologie der Bukowina. (Czarny dif-Gebirge.) Tafel XI. 


2 


Kristalline Schiefer, 
zumeist Glimmerschiefer 


. 


z 
E 
8 
+ 


ine) 
© 
=) 
S 
[=] 
B. 


Jaspisschichten (Trias) 


E 


Unterkreide 


Sch [H 


Oberkreide 
(Soh = Schiefer, C = grobe 
Sandsteine u. Konglomerate) 


- 


Schipoter Schichten 
(Alttertiär) 


: 


Alluvium 


x 
N 


Streichen und Fallen 
der Schichten 


Ausgeführt im k. u. k. Militärgeographischen Institute. 
Mafsstab 1: 75.000 
1000 m 500 Q 1 2 3 [N 3 


1000 500 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000 8000 9000 Aaono Schritte 


6 m 8 9 10 km 


Jahrbuch der k. k. Geologischen Reichsanstalt, Band LV, 1905. 
Verlag der k. k. Geologischen Reichsanstalt, Wien, IN., Rasumoffskygasse 23. 


tr sen re 
ee ra et 


Geologische Beschreibung des Seefelder, 
Mieminger und südlichen \Wettersteingebirges. 


Mit 5 Tafeln (Nr. XII—XIV), 41 Profilen und Ansichten im Text. 
Von Dr. ©. Ampferer. 


Die Beobachtungen, welche in dieser Beschreibung zusammen- 
gefaßt wurden, sind in einer längeren Reihe von Jahren bei zahlreichen 
Wanderungen und Klettereien gesammelt worden, welche mich mit 
allen Höhen und Tiefen dieses Berglandes vertraut gemacht haben. 

So ist es nicht verwunderlich, wenn manche neuen Tatsachen 
aufgestöbert wurden, welche nunmehr gestatten, unsere Kenntnisse 
vom Baue dieser Gebirge in einheitliche Beleuchtung zu bringen. 

Der Beginn meiner Aufnahmstätigkeit fällt schon in die Jahre 
1894— 1898, wo jedoch nur gelegentlich der Hochtouren in allen 
(ebirgen vereinzelte Aufzeichnungen zustande kamen. Eine planmäßige 
Untersuchung trat im Sommer des Jahres 1399 in Kraft, in welcher 
Zeit ich und mein Freund W. Hammer meistens getrennt im 
Mieminger Hochgebirge arbeiteten. Als Ausgangsstelle diente uns die 
Seebenalpe, da die Koburgerhütte am Drachensee damals noch 
nicht erbaut war. Im Spätherbst desselben Jahres unternahm 
W. Hammer allein einen geologischen Streifzug in das Gebiet des 
Gaistales, des südlichen Wettersteins und des Wannecks. In großem 
Umfange brachte dann der Verfasser die Untersuchungen im Jahre 
1901 in Gang, wo beträchtliche Teile des Frühjahres, Sommers und 
Herbstes mit Unterstützung durch die k. k. geologische Reichsanstalt 
dieser Aufgabe zugewendet werden konnten. Im Jahre 1902 sind 
ebenfalls einige Unternehmungen zu verzeichnen. Im Jahre 1903 
vollendete ich im Auftrage der k. k. geologischen Reichsanstalt die 
Aufnahme im Bereiche des Blattes „Zirl—Nassereith“, soweit das 
Gebirge nördlich vom Inn in Betracht kommt. 

Ich hatte dabei Gelegenheit, die ausgezeichnete geologische 
Karte des Wettersteins zu benutzen, welche von O. Reis neu auf- 
genommen würde und vom kgl. bayr. geognostischen Oberbergamt in 
München veröffentlicht wird. Diese Karte (1:25.000) bringt auch den 
österreichischen Anteil jenes Gebirges zur Darstellung. Ich statte an 
dieser Stelle dem genannten Herrn meinen herzlichen Dank ab, da 
mir durch seine wertvollen Arbeiten so vieles erleichtert wurde, 


Jahrbuch d. K.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Dr. O. Ampferer.) 


452 Dr. O. Ampferer. [2] 


Es mag gleich hier erwähnt werden, daß meine Begehungen fast 
ausnahmslos seine Angaben bestätigten. Im Jahre 1904 streifte ich 
noch von Westen her das Gebiet in einigen Touren. In der Dar- 
stellung schließt sich diese Arbeit den geologischen Beschreibungen 
des südlichen und nördlichen Karwendels an, als deren Fortsetzung 
sie auch gedacht ist. 

Dam? liegt nunmehr das Kalkhochgebirge zwischen Achensee- 
talung und Fernpaß in neuer geologischer Bearbeitung vor und der 
Verfasser hat es sich nicht versagen können, seine eigenen An- 
schauungen über die Bildung dieser durch die mächtige Vorherrschaft 
des Wettersteinkalkes ausgezeichneten Bergwelt anzufügen. Die Tren- 
nung zwischen Beobachtetem und Hinzugedachtem ist natürlich so 
streng als möglich vollzogen worden. Die Einteilung der Arbeit folgt 
den naturgemäßen Formengruppen des Landes, die Beschreibung strebt 
vor allem die neuen Erfahrungen zu verwerten. 

Die stratigraphischen Angaben sind mit in die Beschreibung 
einbezogen, da sie nichts so erheblich Neues bringen, daß eine 
Einzeldarstellung gerechtfertigt würde. In die Zeichnung der Profile 
ist so viel Sorgfalt gelegt worden, daß sie als ein wesentlicher Teil 
der Arbeit gelten können. Die Tafeln sollen für einige Erscheinungs- 
formen eine größere Anschaulichkeit hervorrufen, als dies durch irgend- 
eine Art von Beschreibung erreichbar wäre. Der Dank für jegliche 
Vorarbeit in der Erforschung dieser Gebirge ist schon in der freudigen 
Wiederaufnahme und Weiterbelebung derselben Arbeit gelegen. 


Der Arnspitzenkamm. 


Im Osten des Isardurchbruches zwischen Scharnitz und Mitten- 
wald endet das Karwendelgebirge mit breitem Absturz. Jenseits dieses 
Durchbruches erhebt sich der Kamm der Arnspitzen, deren ostwestlich 
streichender Hauptwall eine ungebrochene Fortsetzung des Vomper— 
Hinterautaler Zuges darstellt, während der gegen Nordosten gerichtete 
Zweig jene schuppenförmigen Überschiebungen zeigt, welche wir auch 
im Karwendel an der entsprechenden Stelle gefunden haben. Um 
diese Verhältnisse besser in ihrem Zusammenhange verfolgen zu können, 
sei nochmals in Kürze auf die wesentlichsten Strukturzüge aufmerk- 
sam gemacht, die uns östlich des Isardurchbruches entgegentreten. 
Wir sehen hier im Gebiete der Brunnsteinköpfe gewaltige, wenigstens 
dreifach übereinandergeschobene Wettersteinkalkplatten, unter denen 
gegen Norden gefaltete Massen von Muschelkalk und Reichenhaller 
Schichten emporstreben. Diese mächtigen, durchaus südfallenden 
Schichtschuppen bilden eine Decke, welche teilweise über steil- 
sestellte Wettersteinkalk-, Muschelkalk- und Reichenhaller Schichten 
lagert. In der tief eingerissenen Sulzelklaınm begegnen wir unter 
dieser Decke und über dem saiger gepreßten Grundgebirge größeren 
Resten von Kössener und Aptychenschichten. Bei der Erforschung 
des Karwendelgebirges konnten wir aus einer ganzen Reihe ähnlicher 
Vorkommnisse den Schluß ableiten, daß wir in diesen Resten jüngerer 
Schichten einen Streifen tief eingesunkenen Landes vor uns haben, 
der in jenem Gebirge von Süden her durch Massen älterer Trias- 


Ber 


[3]  Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 453 


gesteine überschoben wurde. Von diesem Gesichtspunkte aus treffen 
wir nun im Westen des Isardurchbruches Verhältnisse, die als eine 
Fortsetzung dieser Erscheinung am leichtesten begreiflich werden. 
Der große Wettersteinkalkwall der Brunnsteinköpfe hängt ohne 
Zwischentritt von Störungen unmittelbar mit dem Arntalkopfe und dem 
Hauptkamme der Arnspitzen zusammen. Der von der Arnspitze (2197 m) 
gegen Nordosten abzweigende Seitenkamm (Fig. 1) zeigt uns von Süden 
gegen Norden Wettersteinkalk, dann Muschelkalk und endlich wieder 
Wettersteinkalk, in den die tiefe Schlucht der Leutascher Ache einge- 
senkt ist. Der Wettersteinkalk beherrscht in größtenteils ungeschichteten 
Massen den ganzen Nordostkamm der Arnspitze, welcher eine Anzahl 
unbedeutender Grathöcker bildet (Punkt 2026 m — Punkt 2015 m — 
Riedkopf 1973 m — Zwölferspitze 1933 m — Achterkopf 1743 m) 
und zum Sattel des Hüttenbodens (1406 m) absinkt. An diesem 
Sattel streichen in flach südfallender Neigung deutliche Muschelkalk- 


Fig. 1. 


Arn Sa 
2192 m 


Scharte RKopf 


ce 7619 m 
! r NO 
! a > Züetendod 
h we B utftenboden MK 
—D 
I _ 


7408 m 


i w BG u 2 ae Ne Lasch KHlamm 
5, : Se Ge SE ISO m 


1: 40000 
MK = Muschelkalk. — W — Wettersteinkalk. 


bänke (Kiel- und Knollenkalke) aus, welche sich nordwärts am Kamm 
bis über den Gipfel des Schartenkopfes (1619 »n) hinaus verfolgen 
lassen, während sie sich vom Hüttenboden an sowohl an der West- 
als auch an der Ostseite des Achterkopfes und der Zwölferspitze 
zusammenhängend einerseits bis an die Sohle des Leutascher Tales, 
anderseits bis an jene des Isartales hinab verfolgen lassen. Die Grenze 
ist weder gegen den hangenden noch den liegenden Wettersteinkalk 
gut aufgeschlossen. Der mächtige nordwärts und unter diesen Muschel- 
kalkbänken lagernde Klotz von Wettersteinkalk entbehrt fast durch- 
aus der Schichtung, so daß er sehr wohl einen verwickelteren Aufbau 
besitzen kann, als aus den Aufschlüssen mit Notwendigkeit zu folgern 
ist. An der West- und Nordseite ist unter dieser Masse von Wetter- 
steinkalk keine andere Schichtgruppe mehr erschlossen, wohl aber an 
der Ostseite, wo wir an den untersten Felsabsätzen des Schartenkopfes 
ein flaches, g&öwelltes Gewölbe von Muschelkalk aus der Tiefe hervor- 
ragen sehen. Ebenso wie der höhere Muschelkalkzug mit den hangenden 
Wettersteinkalkschichten in engstem Zusammenhange steht, so ist 
auch dieser tiefliegende Muschelkalkkern mit dem darüber liegenden 
Wettersteinkalke regelmäßig verbunden. Schon aus diesen Aufschlüssen 


A54 Dr. 0. Ampferer. [#] 


seht neben dem schuppenförmigen Übergreifen großer Gesteinsplatten 
eine bedeutende Senkung gegenüber dem Westrande des Karwendel- 
gebirges hervor. Für diese Senkung haben wir aber noch einen viel 
wertvolleren Beweis. Im Nordabhange (Fig. 2) des Arntalkopfes (1524 m) 
befinden sich an der Bergsohle aufgelassene Stollen eines Bergbaues 
auf Blei und Zink. Hier treten nun in charakteristischer Entwicklung 
rote und grünliche, dünnschuppige Kalkmergel auf, wie wir solche 
im Karwendel häufig im Schichtsystem des oberen Jura enthalten 
finden. Das ganze Vorkommen ist von sehr geringer Ausdehnung 
(15—20 m Breite und 40—50 m Länge) und zwischen Wetterstein- 
kalk eingeschlossen, der mit Rutschflächen dagegen grenzt. Diese 
steil stehenden Rutschflächen nähern sich gegen Westen und bilden 
so einen Winkel, der von den jungen Schichten ausgefüllt wird, 
welche dabei steile und verbogene Schichtstellungen einnehmen. In 
diesen jurassischen Schichtresten eine Fortsetzung der jungen Schicht- 


ArntalKopf 
I5R4 m 


$ HM 


Bleiberg werh 


/der vor 
" Ried Boden 


Scharnmilx 


goom 


... T 
w EN w 
| 
1: 21000 
W = Wettersteinkalk. — J = Jura. 


einschlüsse der Sulzelklamm zu erblicken, liegt wohl sehr nahe. 
Machen wir die Annahme, daß sie ungefähr an der Sohle der Über- 
schiebungsdecke ihre Lage haben, wie alle ähnlichen Vorkommnisse 
im Karwendel, so können wir daraus einen Einblick in den Betrag 
der Senkung gewinnen, welcher der Gebirgskamm der Arnspitzen 
wenigstens im nordöstlichen Teile ausgesetzt war. In der Sulzelklamm 
treffen wir die jungen Einschaltungen in rund 1600, hier in 950 m 
Höhe. Dabei ist allerdings zu berücksichtigen, daß das zweite Vor- 
kommen auch beträchtlich südlicher als das erste ansteht und die 
Uberschiebungsdecke im allgemeinen von Süden gegen Norden ansteigt. 
Wenn wir aber die flache Lagerung der über und nordwärts von 
dieser Jurascholle lagernden Schichtmassen beachten und in ihnen 
Bestandteile der großen Uberschiebungsdecke erkennen, so erscheint 
eine allgemeine Senkung um 500—600 m als sehr wahrscheinlich. 
Diese Senkung hat indessen kein sehr großes Gebiet ergriffen, denn 
schon im Hauptkamme der Arnspitzen ist sie bedeutend geringer und 
nördlich des Leutaschtales im Kamme der Wettersteinwand überhaupt 


nicht mehr von Belang. 


EN un De ee 20 ee 


ERBIesSCa: BEN (een Fr un 


[5]  eol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 455 


Der Hauptkamm der Arnspitzen, der sich von der Porta Claudia 
bei Scharnitz bis zum Durchbruch des Leutaschtales erstreckt, zeigt 
einen ziemlich einfachen Aufbau. Im Gebiete des Arntalkopfes herrscht 
noch wie in den Brunnsteinköpfen ein steiles Südfallen, das sich gegen 
Westen stark verringert. Infolgedessen verlieren auch die südlich 
angelagerten Raibler Schichten, welche anfangs unterhalb des Sattels 
zwischen Arntalkopf und Arnspitze ziemlich regelmäßig vorliegen, 
bald den ursprünglichen Zusammenhang und stoßen gegen die Wetter- 
steinmassen ab. Schon in der Sattelklamm treffen wir nur mehr Rauch- 
wacken der Raibler Schichten, welche an den wandförmigen Südabbruch 
der flachgelagerten, diekbankigen oder ganz ungeschichteten Wetter- 
steinkalke stoßen. Westlich des Hohen Sattels (1483 »n), in dem Abhange 
gegen Leutasch, liegen bereits Wettersteinkalk und zerdrückter Haupt- 
dolomit unmittelbar nebeneinander. Die Grenzlivie des Wetterstein- 
kalkes gegen Raibler Schichten und Hauptdolomit verläuft stets ober- 


Fig. 3. 


Unterer Ärnkopf 
70.9 n 


PV, 


En WE 
Satrteltal - 
12002 N Ba eutaschTal 
n DET IEE  N 


7:25000 


W— Wettersteinkalk. — hd = Hauptdolomit. 


halb der Taleinrisse im Südgehänge der Arnspitzen. Aus ihrem Ver- 
laufe (Fig. 3) am Westabfall des Unteren Ahrenkopfes (1769 m) bei Leut- 
asch kann man erkennen, daß die Verwerfung zwischen Hauptdolomit und 
Wettersteinkalk nahezu saiger steht. Der Nordabhang des Arnspitzen- 
kammes gegen das Leutaschtal wird fast ausschließlich von Wetter- 
steinkalk zusammengesetzt, denn der Muschelkalkzug des Hüttenbodens 
reicht nur bis zu dem großen Schuttkegel an der Nordseite der Arn- 
spitzen. Es ist sehr wahrscheinlich, daß in den mächtigen Kalkmassen 
vielfach kleinere Störungen durchlaufen, doch vermögen sie nicht den 
einheitlichen Bauplan zu verändern. 

Wir haben nach diesen Ausführungen in dem Zuge der Arn- 
spitzen einen mächtigen, ostwestlich streichenden Wall aus Wetter- 
steinkalk vor uns, der sich im Osten unmittelbar an die Brunnstein- 
köpfe und "famit an das Gefüge der Vomper—Hinterautaler Platte 
anschließt. Während er im östlichen Teile noch steiles Südfallen auf- 
weist, geht dasselbe gegen Westen in ein sehr flaches über. Dem- 
entsprechend legen sich nur im östlichen Abschnitte die steil süd- 
fallenden Raibler Schichten konkordant an die Wettersteinplatten, 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Dr. O. Ampferer.) 59 


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[7] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges, 457 


während sie und der Hauptdolomit weiter westlich schräg dagegen 
stoßen. Der von der Arnspitze gegen Nordosten ausstrahlende Seiten- 
grat zeigt uns unter dem Wettersteinkalke einen Muschelkalksockel, 
welcher wieder einem Klotz aus Wettersteinkalk mit einem Muschel- 
kalkkern aufgelagert ist. Im Norden des Arntalkopfes verrät eine 
kleine Scholle jurassischer Gesteine, daß wir auch hier noch eine 
Decke von älteren Triasschichten vorliegen haben, welche teilweise 
über eingesunkene jüngere Schichten hingeschoben wurde. Auf diese 
Weise bildet der Zug der Arnspitzen ein wichtiges Übergangsglied 
zwischen dem Karwendel- und Wettersteingebirge. Der Niedrigkeit 
der Gipfelhöhen angemessen finden wir weder ein typisches Kar noch 
ausgedehntere glaziale Ablagerungen. 

Der bedeutendsten Glazialablagerung dieses Gebietes begegnen 
wir am Nordabfall des Kammes (Fig 4.) Hier ziehen sich von den drei 
Felsgipfeln breite Furchen hinab, die durch vorspringende Berghänge 
zu einem groben Trichter zusammengedrängt werden. Unterhalb dieses 
Trichters breitet sich nun ein großer Schuttkegel aus, der auch ältere 
Bestandteile enthält. Steigen wir am östlichen Rande dieses Schutt- 
kegels empor, so treffen wir bald eine festverkittete Breccie aus 
Wettersteinkalkbrocken, welche sich von 1080 m bis gegen 1600 m 
an dem steilen Gehänge verfolgen läßt. Ich konnte in dieser Gehänge- 
breccie keine erratischen Stücke entdecken, dafür ist sie bis in 1300 m 
Höhe reichlich von kleineren zentralalpinen Geröllen überstreut, soweit 
dieselben nicht durch ganz junge Schuttströme überschüttet sind. Die 
Breccie zieht sich in einer tieferen Felsfurche am Gehänge empor, 
die teilweise auch jetzt noch als Schuttbahn in Benutzung steht. Be- 
merkenswert ist der Umstand, daß die Spitze des heutigen Schutt- 
kegels um mehr als 200 m tiefer als die obersten Reste der Breccie 
endigt. Die Leutascher Ache hat auf einer langen Strecke den Fub 
des Schuttkegels angeschnitten und dabei besonders im westlicheren 
Teile unter dem Gehängeschutte deutliche Grundmoräne mit gekritzten 
und zentralalpinen Geschieben erschlossen. Diese lehmige Grund- 
moräne reicht unter das heutige Bett der Leutascher Ache hinab. 
Reste von deutlicher Grundmoräne finden wir auch in spärlichem 
Ausmaße im Süden der Arnspitzen in dem Graben, der von Leutasch 
zum Hohen Sattel (1483 m) emporzieht. Im unteren Teile dieses Grabens 
sowie besonders in der Schlucht östlich vom Hohen Sattel (Sattel- 
klamm) begegnen wir großen Massen von Hauptdolomitschutt. An der 
Westseite des Hohen Sattels treten jedoch zwischen 1200—1400 m 
Höhe stark bearbeitete Grundmoränen mit erratischen Geschieben 
auf. Sie besitzen eine nur sehr geringe Mächtigkeit. Zentralalpine 
Geschiebe sind weit verbreitet und fehlen nur dem höchsten Teile 
der Felsgipfel. Ich konnte dieselben auf der Ostseite der Arnspitze 
von Scharnitz bis zum Punkt 1961 m, auf der Westseite von Leu- 
tasch bis Punkt 1945 m, auf der Nordseite von der Leutaschklamm 
bis zum Scl/artenkopf 1619 m und zum Hüttenboden verfolgen. Diese 
erratischen G@eschiebe haben sich an dem steilen Gehänge nur dadurch 
erhalten können, daß sie in kleinen Felswannen liegen blieben. 
Interessant ist die Verteilung dieser Frratika im Zusammenhange 
mit der Oberflächenform der Bergkämme. 

59° 


458 Dr. O. Ampferer. [8] 


Soweit sich die Erratika verfolgen lassen, haben wir ausge- 
sprochen abgerundete, stark abgenutzte Bergformen, rundliche Fels- 
köpfe und dazwischen flache. Mulden. Höher setzen dann sofort die 
scharf umrissenen, furchigen, zackigen reinen Verwitterungsformen ein. 
So deutlich wie am Kamm der Arnspitzen tritt der Gegensatz der 
beiden Formenreiche selten in die Erscheinung und ist hier auch 
zugleich durch die Funde von Erratika bis nahe an die obere 
Grenze der Abrundungen als glaziale Wirkung belegt. Auffallend ist 
an allen Kämmen der lebhafte Wechsel von Felsköpfen und Ein- 
sattelungen. Um einen Einblick in diese Verhältnisse zu geben, habe 
ich im folgenden von den drei Kämmen der Arnspitzen die stärker 
hervortretenden Felsköpfe mit ihren Höhen in Reihen so angeordnet, 
daß den Höckern jedes Kammes je eine Reihe entspricht. 


Meter 
Westgrat «. . .. 1080” 1709 1889 1945, ZU00ZTE 
DSlerat 0. 07. 960 1287 1350 15227 175072 85 
Nordosterat.. ., . .. 1022: 1550 ”1619 17457 Tas a 


Weitaus die größten Unterschiede bemerken wir am Beginne 
der jeweiligen Höckerung. Außer diesen großen Höckern finden sich 
auch noch kleinere, welche jedoch in der Nähe der größeren liegen. 
Die zwischenliegenden Mulden sind am Ost- und am Nordostgrat 
stellenweise zu großen Furchen ausgeweitet, welche alle Anzeichen 
glazialer Entstehung an sich tragen. Zwischen Arnspitze und Arntal- 
kopf ist die größte dieser Furchen eingesenkt, welche über dem 
Steilabbruche des Südhanges bei 1350 m einsetzt und sich erst flach, 
dann jedoch steil gegen Norden neigt. Diese Furche streicht nahezu 
genau in derselben Richtung wie der Taldurchbruch bei Porta Claudia. 
: Eine Anzahl größerer Furchen finden sich dann im Norden des 
Schartenkopfes, welche jedoch entsprechend der Richtung des Leu- 
tascher Tales von West gegen Ost streichen. Diese Furchen greifen 
erst ansteigend an der Nordwestseite des Schartenkopfes ein, senken 
sich dann und ziehen vereint gegen Osten, wo sie über steilen Ab- 
brüchen ausgehen. Diese Furchen sind hier noch mit zahlreichen 
erratischen Geschieben versehen, welche sich in ihren Wannen vor 
dem Absturze bewahrten. Die Furchen beginnen in 1500 m Höhe, 
steigen etwa 50 m an und sinken jenseits wieder bis 1500 m herab. 


Das Seefelder Gebirge. 
(Fig. 5—8.) 


Während nördlich von Scharnitz das Karwendelgebirge sich 
durch das Bindeglied der Arnspitzen mit dem Wetterstein verbindet, 
begegnen wir südwärts bis zum Inn einer bedeutenden Einsenkung, 
welche vor allem durch gefaltete Schichten des Hauptdolomits aus- 
gefüllt wird. Diese Einsenkung erstreckt sich gegen Westen bis zum 
Sattel von Buchen, wo bereits wieder der Hochgebirgskamm der 
Mieminger Kette mit dem mächtigen Gewölbe der Hohen Munde sich 
emporhebt. Die Begrenzung dieses tiefliegenden Gebietes wird durch 
die im Osten, Westen und Norden in ziemlich steiler Neigung ab- 


[9] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 459 


sinkenden Wölbungen von Wettersteinkalk gegeben, denn in den Mulden 
sreift der Hauptdolomit nach Ost und West weit in die benachbarten 
Gebirge hinein. Der Abfall dieser Rücken aus Wettersteinkalk, von 
denen die Raibler Schichtendecke stark zurückgewittert ist, schwankt 
zwischen 45°— 25° Neigung. Da in der ostwestlichen Richtung zwischen 
den Gewölben des Gleierschkammes und der Hohen Munde eine 
Strecke von 16 km Länge sich ausdehnt, welche von Hauptdolomit 
beherrscht wird, so würde man bei der Annahme, daß sich das Ge- 
fälle nach unten gleichsinnig fortsetzt, auf eine ganz ungeheuerliche 
Tiefe dieser Einsenkung schließen müssen. Gegen eine solche spricht 
wohl allein schon der Umstand entscheidend genug, daß diese Ein- 
senkung nur von Hauptdolomit und nicht noch jüngeren Schichten 
erfüllt wird. Wir haben uns eine breite, flache Einsenkung vorzustellen 
mit relativ sehr steil aufgebogenen Rändern, welche durch die Auf- 
wölbungen der angrenzenden Gebirge gebildet werden. Dazwischen 
greift die Einsenkung durch die angegliederten Muldenzüge gleich- 
sam nach beiden Seiten in die höher gefalteten Gebirge hinein. Damit 
ist aber auch schon die Charakteristik dieser Einsenkung gegeben, 
welche darin besteht, daß die Muldenzonen ohne bedeutendere Nieder- 
biegung darüberziehen, während die Gewölbescheitel dazwischen eine 
beträchtliche Erniedrigung erleiden. Dadurch wird im Gebiete der 
Einsenkung der Höhenunterschied zwischen gewölbten und eingebogenen 
Schichtstücken stark verändert, es verschwinden die Überhöhungen 
der Sättel zwischen den Mulden. 

Vergleichen wir den Bau dieses Gebirges mit den östlichen und 
westlichen Faltungsgebieten, so fällt uns auf, daß das erstere Gebirge 
gegen die letzteren viel enger zusammengefaltet, gleichsam ganz zu- 
sammengeklappt ist. Zeichnen wir uns zum Beispiel einen Querschnitt 
durch die Karwendelfalten, so geht unmittelbar aus dem Anblicke 
hervor, daß die weitgeöffneten Mulden noch Raum für Jüngere 
Schichten hätten. Das Gebirge ist nach oben noch einer weiteren 
Ausstattung durch jüngere Schichten fähig, wobei natürlich nur eine 
Ausstattung gemeint ist, welche sich noch vollkommen an die Bau- 
linien des Untergrundes anschließt. Treten jedoch in einem Gebirge 
Mulden auf, welche so weit zusammengepreßt sind, daß sich ihre 
Schenkel berühren, so schließen dieselben die Beteiligung von jüngeren 
Schichten, welche nicht im Muldenkern enthalten sind, an diesem 
Faltensystem aus. Ein gleiches gilt natürlich für eng zusammen- 
sedrückte Gewölbe, welche nach unten die Grenze der Schichten 
bestimmen, welche noch in den betreffenden Faltenzug einbegriffen 
sein können; Aus dieser Überlegung kann man die Mittel gewinnen, 
die ungefähre Mächtigkeit eines "sefalteten Systems zu erkennen, da 
eben die Größe und der Inhalt von Mulden und Sätteln in einem 
strengen, mechanisch notwendigen Verhältnis zur Dicke der gebogenen 
Schiehtplatten stehen. In der Natur liegen freilich die Faltungen nicht 
in so einfachen Umrissen vor, da durch das vielfache Eingreifen von 
Brüchen und Verschiebungen Störungen entstehen, welche den Einblick 
erschweren. Außerdem sind ganze Schichtverbände häufig durch Erosion 
herausgenommen. In anderen Fällen haben sogar mehrere Faltungen 
auf demselben Gebiete stattgefunden, welche manchmal verschiedene 


460 Dr. O. Ampferer. , [10] 
« 

Schiehtgruppen beherrschen. Auf diese Weise sind Stellen, wo man 
aus Mulden und Sätteln mit größerer Genauigkeit die Dicke der 
gleichsinnig gefalteten Schichtlagen ablesen kann, nicht gerade häufig. 

Aus den Größenverhältnissen der meisten Sattel- 
und Muldenzüge der nördlichen Kalkalpen kann man 
sofort den Schluß ziehen, daß an einem gleichsinnigen, 
einheitlichen Faltensystem durchaus nicht etwa alle 
Schichtgruppen der Alpen, sondern jeweils nur ein be- 
stimmter Teil derselben beteiligt ist. Daraus geht mit 
Notwendigkeit das Vorhandensein von Überschiebungen 
hervor, da die geschlossenen Mulden und Sättel, je 
nach der’Lage ihres Faltsystems, jent wie der mieser 
liegende oder höhere Schichtgruppen oder beides zu- 
gleich an der Befolgung einer gleichartigen Faltung 
verhindern. So müssen unter enggepreßten Gewölben 
Uberschiebungen vorhanden sein und ebenso oberhalb 
von zugeklappten Mulden, sobald darüber noch Schichten 
sich zur Zeit der Faltung befunden haben. Das Ausmaß 
dieser Überschiebungen ist natürlich ein sehr ver- 
schiedenes, je nach dem Umfange und der Gestalt der 
sie bedingenden Faltwellen. Wenden wir diese Überlegungen 
auf das Seefelder Gebirge an, so erkennen wir aus seinen ge- 
schlossenen Mulden, daß auf ihm zur Zeit der Faltung entweder 
überhaupt keine jüngeren Schichten lagen oder daß dieselben eine 
von der Unterlage abweichende, nicht in dieselbe eingreifende Struktur 
besaßen. So bildet das Seefelder Gebirge, da sich dasselbe in die 
Karwendelfalten hinein fortsetzt, auch für diese Falten einen Ab- 
schluß nach oben. Die geringeren Höhenunterschiede zwischen Mulden 
und Sätteln in dem Seefelder Gebirge entspringen ebenfalls aus 
dem Umstande, daß die Faltung immer nur beschränkte Schicht- 
gruppen umfaßt. In einer solchen Schichtgruppe müssen die mittleren 
Schichtlagen die höchsten Wellen beschreiben, während nach unten 
und oben die Wellenausschläge abnehmen. Mit diesen Ausführungen 
stimmt die Beobachtung überein, daß zum Beispiel weder im Karwendel 
noch im Mieminger Wetterstein oder Lechtaler Gebirge zu einem ein- 
heitlichen Faltensystem gleichzeitig Schichten vom Muschelkalk bis 
zur Kreide verwendet sind, obwohl diese Schichtserie über das ganze 
Gebiet verbreitet ist. Allenthalben begegnen wir einer Zerlegung 
dieses großen Verbandes in zwei Teile, von denen meistens der eine 
die Trias bis einschließlich des Hauptdolomits, der andere den Haupt- 
dolomit und die jüngeren Schichten umfaßt. Dabei ist indessen nicht 
jene Zerlegung gemeint, welche daraus entspringt, dab manchmal Zonen 
aus verschiedenaltrigen Schichtfolgen nebeneinander zu liegen kommen. 

Wenn wir das Seefelder Gebirge als tektonische Vervollständigung 
und oberen Abschluß der Karwendelfaltung betrachten, so gewinnen 
wir den Eindruck, daß wenigstens jener Teil des Karwendels, welcher 
mit diesem Gebirge verbunden ist, bereits zur Zeit der Auffaltung der 
Schichten vom Hauptdolomit aufwärts entbehrte. Dadurch wird der 
Gegensatz der hochgefalteten Ketten gegenüber den Streifen einge- 
sunkener jüngerer Schichten noch bedeutend verschärft, indem sein 


1 1] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 461 


Ursprung in viel ältere Zeiten zurückverlegt werden muß. Ob nun 
aber das Fehlen der Schichtserien durch nachträgliche Erosion zu 
erklären ist oder ob dieselben in den betreffenden Gebieten nie zur 
Ablagerung gelangten, konnte im Seefelder Gebirge nicht ermittelt 
werden. Die hier in Betracht kommenden Muldenstücke, meistens 
wildzerrissene Felsflanken, konnten zur Entscheidung dieser Fragen 
nicht eingehend genug untersucht werden. Dem Anscheine nach sind 
übrigens kaum daraus Aufschlüsse zu gewinnen. 

Schon gelegentlich der geologischen Beschreibung des südlichen 
Teiles des Karwendelgebirges (siehe Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. Wien 
1898, Bd. 48, Heft 2) wurde darauf hingewiesen, daß sich sämtliche 
Strukturlinien des angrenzenden Karwendels auch im Seefelder Gebirge 
wieder erkennen lassen. 

Wir finden Fortsetzungen der Zirlermähder Mulde, des Solstein- 
gewölbes, der Gleierschtalmulde, des Gleierschkammsattels und der 
Hinterautalmulde. Ebenso streben von Westen die Mulde des Gais- 
tales, das Gewölbe des Mieminger Kammes und teilweise noch die 
Mulde der Mieminger Hochfläche mit ihrer Struktur in das Gebiet der 
Einsenkung herein. 

Die Einsenkung selbst, welche durch die Mulde sich nach beiden 
Seiten in die höher gefalteten Gebirge hinein fortsetzt, zeigt im 
östlichen kleineren Teile ein scharfgratiges Gebirge, im westlichen 
eine weite, von flachen Höhen- und Talzügen gewellte Hochfläche. Das 
erstere Gebiet, das Seefelder Gebirge, hat bereits in der früher an- 
geführten geologischen Beschreibung des Karwendels auf pag. 366— 568 
eine von drei Profilen begleitete kurze Darstellung erhalten. Dieselbe 
soll hier noch weitere Ergänzungen und Berichtigungen erfahren. 

Das Seefelder Gebirge bildet die Umrandung des großen mächtigen 
Eppzirler Doppelkares. In einem gegen Norden geöffneten hufeisen- 
förmigen Bogen umschließen die bedeutendsten Erhebungen diesen 
Hohlraum und strahlen zugleich gegen außen viele, aber durchaus 
unbedeutende Absenker aus. In dem Bogenstück Erlspitze —Kuhloch- 
spitze—Freiung—Reiterspitze sehen wir aus einem mächtigen System 
von meist saiger stehenden Hauptdolomitplatten nicht nur die höchsten, 
sondern auch die schroffsten Berggestalten herausgeschnitten. Verfolgen 
wir diese steilgestellte Zone gegen Osten, so sehen wir, dab wir 
darin den Südflügel der Gleierschtalmulde vor uns haben, an welchen 
der Nordflügel ganz eng herangepreßt wurde. Südlich von dieser 
zusammengepreßten, hochgestellten Gleierschtalmulde treffen wir an 
den Südgraten der Kuhloch- und Reiterspitze flachgewölbte, von meist 
senkrechten Sprüngen durchsetzte Schichtstellungen, welche eine un- 
mittelbare Fortsetzung des Solsteingewölbes bilden. Noch weiter südlich 
stoßen diese flachgelagerten Hauptdolomitschichten an saiger stehende 
Hauptdolomit- und Raibler Schichten, welche sich als Fortsetzung der 
Zirlermähder Mulde angliedern. Gehen wir von dem Hauptkamme (der 
zusammengelAappten Gleierschtalmulde) nach Norden, so treffen wir 
ebenfalls wieder auf mächtige Hachgelagerte Schichtmassen, die dem 
Gewölbe des Gleierschkammes entsprechen. 

Diese flachgelagerten Massen von Hauptdolomit treten auf den 
von der Reither und Erlspitze nach Norden strebenden Bergkämmen 


462 Dr. ©. Ampferer. [12] 


in gleicher Weise auf und an beiden Graten kann man erkennen, daß 
die steilgestellten Schichten der südlichen Mulde etwas über das 
nördliche Gewölbe vorgeschoben sind. Dieses Verhältnis ist in der 
früher erwähnten Darstellung des Seefelder Gebirges übersehen worden 
und muß durch die hier mitgeteilten Beschreibungen und Profile 
(Fig. 5) beriehtigt werden. 

Steigen wir von der Reither oder der Erlspitze über die zackigen 
(rate nach Norden, so begegnen wir immer weniger steil nordfallenden 
Schichtgruppen, bis wir plötzlich vor südfallenden weitgewölbten 
Bänken stehen. Strebt man nun entlang den südfallenden Schicht- 
bänken gegen das Kar von Eppzirl hinab, so bemerkt man, daß sich 
diese Schichtbänke beträchtlich unter die äußersten nordfallenden 
Schichtgruppen hineinschieben. Wir erkennen eine kleine Überschie- 
bung der Mulde über das nördlich vorliegende Gewölbe, welche durch 
die beiliegenden Profile ersichtlich gemacht wird. Dieselbe Über- 
schiebung ist auch an dem Gratabsenker zu erkennen, welcher von 


Fig. 5. 
Beıter Sp- Wi 


S en Spefelder Sr. 
a. Saefelderdoch 
20F4 m. 


1:21000 


hd — Hauptdolomit. — As — Asphaltschiefer. 


der Reither Spitze gegen Nordwesten abzweigt und als Harmelesgrat 
bezeichnet wird. 

Das Gewölbe des Gleierschkammes prägt sich noch in deut- 
licher Weise in den flachgewölbten Schichtbogen aus. Die nördlich 
anschließende Hinterautalmulde ist jedoch viel undeutlicher ausge- 
sprochen. An die flach aufgewölbten Schichten schließen sich mit plötz- 
lichem Übergang nahezu saiger stehende, welche den vorderen Teil 
des Eppzirler Tales von der Hohen Schwelle bei 1341 m an zu beiden 
Seiten beherrschen. Auber steilen Schichtstellungen treffen wir in 
diesem niedrigeren nördlichen Abschnitte des Seefelder Gebirges noch 
große ungeschichtete Hauptdolomitmassen. Fassen wir die Betrachtungen 
über den Schichtbau des Seefelder Gebirges kurz zusammen, so finden 
wir die Aufwölbungen des Karwendelgebirges als flachere Schichtbogen 
wieder, zwischen denen die Mulden meist ganz zusammengedrückt 
eingefügt sind. Daß der Unterschied zwischen hohen Sätteln und tiefen 
Mulden bedeutend verändert ist, kommt wohl am besten in der Lage 
der höchsten Erhebungen in einer Muldenzone zum Ausdruck. Es 
erscheinen gleichsam die Mulden, da ihre Flügel ganz aneinander: 
gedrückt sind, zwischen den Sätteln emporgehoben. Auch bezüglich 
der glazialen Ablagerungen müssen hier noch einige Beiträge hinzu- 
gefügt werden. 


WE nn Zu ft u ü 3 u 


a eu. 


[13] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 469 


Das große Eppzirler Kar (Fig. 6), welches durch den Felserat des 
Sonntagskopfes in einen größeren östlichen und kleineren westlichen Raum 
zerlegt wird, hat eine hufeneisenförmige Bergumrandung, welche vom 
Seefelder Joch bis zur Moderkarlspitze nirgends erheblich unter 2100 m 
Höhe hinabsinkt. Wir finden am Seefelder Joch eine Höhe von 2074 m, 
am Ursprungsattel 2083 m, an der Eppzirler Scharte 2093 m, an 


Fig. 6. 


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1 27837 m 


Mare 2 Mae = VBREr > Wr 


Ei; ER RS. = | 5 FEIER Yı N Dberbrunner Sattel 
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2:75000 


Skelettkarte der Seefelder Gruppe. 


Die dicken Striche bezeichnen Bergkämme, die doppelten Moränenwälle. Das 
punktierte Gebiet zeigt die Verbreitung von zentralalpinen Findlingen, das schraffierte 
die Einlage von Inntaler Grundmoräne an. 


den Scharten zwischen Fleischbankspitze und Moderkarlspitze 2141 m 
und 2140 m, Der breite Kamm der Moderkarlspitze erhebt sich zu 
2199 m und 2174 m. An der Außenseite dieses von zackigen Felsgraten 
besetzten Bergkranzes treffen wir allenthalben sehr reichlich verstreut 
zentralalpine Geschiebe, welche sich jedoch nirgends über 1900 m 
hinauf verfolgen lassen. Stellen wir die höchsten Fundorte zusammen, 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Dr. OÖ. Ampferer.) 60 


464 Dr. OÖ. Ampferer. [14] 


so begegnen wir am Westhange des Seefelder Joches erratischen 
Trümmern bis über 1700 m, am Südgrat der Reither Spitze, am Schoas- 
srat und am Rauhen Kopf bis 1900 m, am Südhange der Erlspitze 
oberhalb des Erljoches ebenfalls bis 1900 m und im Norden der 
Moderkarlspitze, im Graben des Kreuzjöchl bis gegen 1700 m. Die 
West- und Südseite dieses Bergwalles ist natürlich, da an ihr die 
Eismassen des Inntalgletschers unmittelbar vorbeiströmten, weit reicher 
als die Nord- oder Ostseite. Dafür geben die Verhältnisse am Erl- 
sattel einen klaren Einblick. Vom Inntale herauf ist das ganze Ge- 
hänge bis zur Höhe des Sattels 1804 m mit zahlreichen und häufig 
großen zentralalpinen Blöcken übersät. Am Südhange der Erlspitze 
habe ich noch 100 m über dem Sattel (1900 m) ein Stück stark ver- 
witterten Glimmerschiefers gefunden. Knapp unterhalb des Sattels auf 
der Inntalseite häufen sich die erratischen Trümmer zu besonderer 
Dichte. Der flache Sattel ist ebenfalls davon bestreut und auch am 
Abhange gegen das Gleierschtal begegnen wir ihnen bis etwa in die 
Höhe von 1700 m. Von dort abwärts fehlen sie nahezu vollständig. 
Der flache Boden, auf welchem die Zirler Christenalpe liegt, setzt 
sich talab in Resten von Terrassen fort, die fast ausschließlich aus 
dem Gesteinsmaterial der nächsten Umgebung zusammengesetzt sind. 
Mehrfach verraten besonders die tieferen Lagen eine grundmoränen- 
artige Struktur. 

Das Gleierschtal selbst ist von der Amtssäge an auswärts besonders 
auf der östlichen Talseite von Schuttstufen begleitet, die in der Nähe 
der Amtssäge und auch an anderen Stellen deutliche gekritzte Ge- 
schiebe aus Wettersteinkalk enthalten. Während diese Schuttmassen 
in der Umgebung der Amtssäge mehrfach bis zum Bach hinabsteigen, 
senkt sich der letztere talauswärts immer mehr in eine schmale, tiefe 
Felsklamm ein. So liegen die Grundmoränenreste am Ausgange des 
Gleierschtales zu beiden Seiten hoch über der schmalen Schlucht des 
Baches auf breiteren Felsschultern der Talgehänge. In den Grund- 
moränen des Gleierschtales finden sich nördlich von der Amtssäge 
unterhalb des Jagdschlosses als Seltenheit kleinere erratische Ge- 
schiebe. Gegenüber an der anderen Talseite ist in 1207 m Höhe 
knapp über dem Bache ein Lager von Bändertonen aufgeschlossen, 
in dem gekritzte Geschiebe und zentralalpine Gesteine eingebettet sind. 

Aus diesen Vorkommnissen können wir schon schließen, daß das 
sroße Eppzirler Kar schwerlich vom Eise ‚des Inntalgletschers erreicht 
worden sein kann. Wohl reichen die deutlich abgerundeten Fels- 
formen noch über 1900 m, ja sogar etwas über 2000 m empor, aber 
die zackigen Grate der Karumrandung zeigen keine Erniedrigung, 
welche erheblich über 2100 m herabsinkt. Diese Annahme wird 
nun auch durch die Beobachtung bestätigt, daß sich im Grunde dieses 
Kares keine zentralalpinen Gesteine finden. Desto reicher daran ist 
der nördliche Teil des Eppzirler Tales. Wandern wir von Norden 
in diesem Tale aufwärts, so begegnen wir erst einer schmalen, in 
saiger stehenden Hauptdolomit eingefressenen Klamm. Die Felshöhen 
zu beiden Seiten sind mit Resten stark bearbeiteter Grundmoräne 
bekleidet, welche sich besonders an dem westlichen Höhenzuge bis 
gegen 1400 m Höhe verfolgen lassen. Im Tale treffen wir allent- 


[15], Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 465 


halben Blöcke und Trümmer von zentralalpinen Gesteinen in solchem 
Reichtum, daß die Trümmer des Hauptdolomits dagegen geradezu 
zurücktreten. Von 1120 m aufwärts (die Höhe der Felsschwelle am 
Taleingang beträgt 1118 m) lagern nun erst auf der östlichen, dann 
auf beiden Seiten Stufen von Grundmoränen, welche meistens bis zum 
Bach herabreichen. Der Bach läuft nicht mehr auf Fels, sondern auf 
Schuttgrund. Bei Punkt 1174 m war im Jahre 1896 nach einer 
starken Regen- und Gewitterzeit ein Profil (Fig. 7) in diesen Schutt- 
massen entblößt, welches für ihre Erklärung von Wichtigkeit ist. Da im 
Jahre 1903 bei einem neuerlichen Besuche diese Stelle durch Ab- 
schwemmung und Vermuhrung bereits vernichtet war, soll ihre Dar- 


LppxIrler Bach 


stellung durch eine bei der ersten Begehung aufgenommene Zeichnung 
festgehalten werden. An dem etwa 20 m hohen Aufriß, der bis zum 
Bach herabzieht, bemerken wir eine untere aus feinem schlammigem 
Material aufgebaute Abteilung, über welcher eine obere aus bedeutend 
gröberem Schutt lagert. Die untere Masse zeigte eine deutliche 
steil gegen Süden (25— 30°) gerichtete Schichtung, während die obere 
durch den Wechsel von Lagen dunkleren und helleren Schuttes eine 
Art von annähernd horizontaler Bänderung aufwies. Einzelne Lagen 
dieser oberen Abteilung waren lose verkittet, so daß sie als steilere 
Stufen hervortraten. Die obere als auch die untere Ablagerung ent- 
hielt gekritzi® Geschiebe und erratische Gesteine. Das Vorkommen 
ist nur von beschränkter Ausdehnung, doch läßt sich besonders von 
dort taleinwärts die Scheidung einer unteren feinschlammigen von 
einer oberen gröberen Ablagerung überall erkennen. Von 1190 m 
aufwärts war damals am Bachbette auf mindestens 100 m Länge unter 
60* 


466 Dr. O. Ampferer. [16] 


der feinschlammigen, stark bearbeiteten Grundmoräne fester feiner 
Bänderton mit vereinzelten gekritzten und zentralalpinen Geschieben 
zu erkennen. Indessen dürfte auch die obere gröbere Lage nach 
ihrem Enthalte von gekritzten Geschieben und zentralalpinen Gesteinen 
als Grundmoräne anzusprechen sein, die jedoch gegenüber der unteren 
bedeutend weniger stark bearbeitet erscheint. In den meisten Fällen 
findet jedoch zwischen beiden ein allmählicher Ubergang statt. Die 
harten Bändertonlager ziehen bis zur Teilung des Tales am Grunde 
des Bachbettes hinein. Der Bach wendet sich nun in scharfem Buge 
segen Osten und streckt seine Quellarme zum Moderkarl und gegen 
das Kreuzjöchl empor. In der geraden Fortsetzung des Tales be- 
gegnen wir einer hohen Stufe, welche größtenteils von Hauptdolomit 
erbaut wird und von etwa 1210 m bis 1341 m aufsteigt. Nur kleine 
(Quellen treten an dem untersten Absatze dieser Schwelle aus, welche 
das ganze Tal sperrt und hinter sich einen langen flachen Talboden 
mit einem gegen 5O m hohen Wall abschließt. Zu wasserreichen 
Zeiten füllt sich dieser Boden mit einem See. Die Ausdehnung dieses 


Fig. 8. 
Bppzirlerächarte 
Rn3a m 
Men Moranen Wall ee 7. 
had SIT. AlpeiEppzäg! PER a 
E 1100 m 


hd 


hd = Hauptdolomit. 


Hohlraumes muß früher eine bedeutend größere gewesen sein, da von 
den steilfelsigen Bergseiten allenthalben mächtige Schuttströme sich 
darein ergießen. Ein solcher Schuttkegel breitet sich auch auf der 
Höhe der Schwelle aus, deren obere Teile wohl ihm ihre Entstehung 
verdanken. Man darf jedoch nicht übersehen, daß die Schweile zum 
srößten Teil aus Fels erbaut wird. Die große Einlage von Grund- 
moränen findet schon in halber Höhe der Schwelle ihr Ende. Von 
der Schwelle aufwärts ist das Eppzirler Kar frei von zentralalpinen 
Geschieben, während dieselben dem Bache entlang in großer Menge 
bis zum Sattel von Oberbrunn (1531 »n) und weiter im Graben gegen 
ddas Kreuzjöchl bis nahe an 1700 m verstreut liegen. 

Im Eppzirler Kar begegnen wir ausgedehnten, in steter Fort- 
bildung begriffenen Schuttströmen, unter denen sämtliche Quellen des 
Hintergrundes verschwinden. Im Hintergrunde selbst treten aus 
diesen gleichmäßig geneigten Schuttlehnen Querwälle hervor, die ihrer 
Form und Anlage nach als Ringwälle eines hochgelegenen Gletscher- 
stadiums anzusehen sind. Ihre Verteilung ist ganz interessant, indem 
den größeren Auffangräumen auch größere und tiefer gelegene Wälle 
entsprechen. Die beigegebene Abbildung (Fig. 8) zeigt ihre Anordnung 
besser als eine Beschreibung. Die Wälle setzen in Höhen zwischen 1500 m 
bis 1540 m ein. Man könnte beim Anblick dieser Querwälle auch an 
Schuttwälle denken, welche am Fuße lang anhaltender Schneefelder 


[17] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 467 


durch darüber heruntergleitende Trümmer entstehen. Dem entspricht 
jedoch weder ihre Form noch ihre Verteilung. Ich habe zahlreiche 
Schneestreifen, welche in den Karen auf den Schuttfeldern oft bis in 
den Herbst sich erhalten, begangen und beobachtet, ohne einen 
sröberen Schuttwall zu entdecken, der durch sie veranlaßt worden 
wäre. Einmal ist die Form dieser Schneestreifen meist die einer 
gegen unten schmal ausgezogenen Zunge und anderseits ist bei ihrer 
steilen Neigung die Geschwindigkeit der darüber abschießenden Steine 
zu groß, um knapp am Rande liegen zu bleiben und einen bogen- 
förmigen Wall zu bilden. Solange der Schnee weich ist, bleiben alle 
Steine darin stecken, die genügende Härte zum Gleiten ist aber nur 
einen kleineren Teil der Bestandzeit über vorhanden. Außerdem 
entspricht die Anlage eines Querwalles gar nicht der starken und 
fortwährenden Formveränderung eines Schneestreifens. 


Ein Schneefeld, das auf einem gleichmäßig geneigten steilen 
Hang zusammenschmilzt, kann unmöglich darauf einen einzelnen 
größeren Querwall anlegen, da es bei seinem Rückzuge an keiner Stelle 
genügend lang unverändert verbleibt und daher den abgleitenden 
Schutt ziemlich regelmäßig verstreut. 

In dieser Hinsicht gleicht die Schuttverteilung eines steilen 
Schneefeldes ganz der einer steilen Schutthalde, wo auch die größeren 
rundlicheren Stücke weiter hinabkollern als der feinere Gries und 
scharfeckige Splitter. Im übrigen hemmt ein Schneefeld, welches ja 
immer wieder an der Sonne erweicht wird, in sehr bedeutendem 
Mabe die rasche Bewegung von daraufstürzenden Trümmern, da 
sich dieselben leicht darein einwühlen. 


Ebenso kann es auf einem flachgeneigten Hange nicht zur 
Bildung eines bedeutenderen Randwalles kommen, weil hier wieder 
die Ursache zum Abgleiten fehlt. Es gibt indessen Stellen, wo bei 
besonderen lokalen Ursachen durch Schneefelder Schuttwälle angelegt 
werden. Der größte Teil der Ringwälle auf den Karschwellen und an 
den Berghängen ist jedoch durch die Sehuttlieferung vorübergehender 
Schneefelder sicherlich nicht zu erklären. 


Nachdem wir so die Verteilung der namhafteren glazialen Ab- 
lagerungen im Seefelder Gebirge vorgeführt haben, müssen noch die 
eigentümlichen Beziehungen der Grundmoränen und Bändertone des 
Eppzirler Tales zum Inntalgletscher hervorgehoben werden. 


Die noch jetzt erhaltene mächtige Einlage von stark bearbeiteter 
Grundmoräne im vorderen Teile des Eppzirler Tales kann nicht als 
die Ablagerung eines aus dem Eppzirler Kar vordringenden Lokal- 
gletschers aufgefaßt werden. Dagegen spricht sowohl die reichliche 
allseitige Vermischung von Dolomit und Kalk mit zentralalpinen Ge- 
schieben als auch die zahlreich enthaltenen prächtig entwickelten 
sekritzten Geschiebe. Wenn man vor den großen Grundmoränen- 
resten des Eppzirler Tales steht, glaubt man Vorkommnisse des Inn- 
tales vor sich zu haben, so stark bearbeitet sind die Geschiebe und 
so innig ist kalk- und zentralalpines Material vermengt. Vergleichen 
wir die Größe des Eppzirler Kares mit der Ausbildung dieser Grund- 
moränen, so müssen wir gestehen, daß ein so unbedeutender Gletscher 


468 Dr. O. Ampferer. [1 8] 


unmöglich eine Grundmoräne von solcher Mächtigkeit und Bearbeitung 
zu erzeugen imstande ist. 

Die Mächtigkeit der Grundmoränen beträgt noch jetzt trotz der 
fortwährenden starken Erosion stellenweise über 40 m. Ebensowenig 
wie diese Massen von stark bearbeiteter Grundmoräne als Erzeugnisse 
des Eppzirier Gletschers angesehen werden dürfen, können sie vom 
Inntalgletscher von Süden her über den hohen Bergkranz herüber- 
geschleppt worden sein. So bleibt für ihre Ablagerung nur die Ein- 
führung von Westen oder von Norden übrig. 

Vergleichen wir die Richtung der großen Tallinie von Seefeld 
gegen Scharnitz, welche die Hauptstromlinie des Inntalgletschers 
bestimmte, mit der Lage unseres Tales, so sehen wir, daß beide 
Richtungen ungefähr einen Winkel von 70°—80° miteinander ein- 
schließen. Dieser Richtungsunterschied schließt von vornherein 
für einen Gletscherstrom, welcher sich von der Höhe von Seefeld 
gegen Scharnitz bewegt, die Möglichkeit aus, entlang dem Seitentale 
eine erodierende Wirkung auszuüben. Solange der Strom des Inntal- 
gletschers den westlichen Seitenkamm nicht zu überschreiten ver- 
mochte, konnte von ihm Eis und Schutt nur durch Hereinstauen von 
Norden weiter in das Eppzirler Tal hineingelangen. Eine von Norden 
hereingepreßte Eismasse verlor dadurch nahezu ihre ganze Bewegungs- 
fähigkeit. Mit dem Höherschwellen des Inntaleisstromes war not- 
wendigerweise ein Uberschreiten des westlichen Seitenkammes in 
seinen niedrigeren, nördlich vom Seefelder Joch gelegenen Teilen 
verbunden. Daß hier in bedeutendem Umfang Inntaleismassen über 
den Kamm vordrangen, beweisen die zahlreichen erratischen Geschiebe 
sowie die an der Westseite dieses Kammes vielfach vorhandenen 
kleinen Reste von stark bearbeiteter Grundmoräne, welche bis zu 
1400 m Höhe emporsteigen. Die Eismassen, welche den Kamm im 
Westen des Eppzirler Tales überschritten hatten, konnten sich nicht 
demselben entlang bewegen, sondern mußten quer darüber und über 
die östlichen Höhen weitergeschoben werden. Auch sie konnten in 
dem quer auf ihre Bewegungsrichtung laufenden Talgrunde keine 
bedeutendere FErosionswirkung erlangen. Mit dem Überschreiten des 
westlichen Seitenkammes mußte die früher allenfalls vorhandene 
Rückstauung von Eis ein Ende finden. 

Aus diesen Überlegungen geht der Schluß hervor, 
daß die gewaltigen Massen stark bearbeiteter Grund- 
moränen nicht durch Eiserosion im Grunde des Epp- 
zirler Tales geschaffen sein können, sondern durch 
das Eis hereingeschleppt und hier abgelagert worden 
sein müssen. Die Anhäufung von so großen Grund- 
moränenmassen erfolgte an einer Stelle, wo sie nicht 
durch Aufarbeitung des Grundes entstehen konnte, an 
einer Stelle fast ganz aufgehobener Erosion. Aus 
dieser Tatsache kann man folgern, daß am Grunde des 
Inntalgletschers große Mengen von Grundmoränen vor- 
wärts, und zwar auf- und abwärts bewegt wurden, welche 
an einzelnen geschützten Stellen abgelagert werden 
konnten. 


| 
| 
} 
| 


[19] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 460 


Da diese Grundmoränenmassen höchstwahrscheinlich zum weit- 
aus größten Teil von Eismassen herbeigeschafft wurden, welche den 
westlichen Seitenkamm überschritten hatten, der im Durchschnitt das 
vordere Eppzirler Tal um 300 m überragt, so erkennen wir daraus, 
daß es diesem Eisstrome möglich war, Grundmoränen bergauf und 
bergab zu bewegen. Anfangs kann auch Grundmoräne durch von 
Norden hereingestautes Eis abgelagert worden sein. Sobald jedoch 
die Eismassen bis zur Höhe des westlichen Seitenkammes ange- 
schwollen waren und diesen überschritten, mußte eine solche rück- 
läufige Bewegung wenigstens größtenteils aufgehoben werden. Für 
die Annahme, daß der größte Teil der Grundmoränen von der West- 
seite hereingetragen würde, stimmt auch das Zuordnungsverhältnis 
der Höhen des westlichen Bergkammes und der Grundmoränenver- 
breitung. Die Grundmoränen reichen im Eppzirler Tale fast genau bis 
zu jener Stelle, wo sich der westliche Seitenkamm von Höhen unter 
1500 m bis zu solchen über 1800 m hinaufschwingt. Die Auffindung 
reichlichen zentralalpinen Trümmerwerkes in der Gegend von Ober- 
brunn und im Gvaben des Kreuzjöchls bis nahe an 1700 m Höhe 
beweist weiters, daß die Eismassen, welche von Westen her ins 
Eppzirler Tal gelangten, sich über den Sattel von Oberbrunn weiter 
bewegten und jenseits dann wohl wahrscheinlich mit dem Karwendel- 
eise zusammenstießen. Man könnte hier wohl auch vermuten, daß 
die zahlreichen Erratika der Gegend von Oberbrunn von Süden über 
den Erlsattel hergetragen worden seinen. Dem steht jedoch entgegen, 
daß nur die Westseite des Oberbrunner Sattels reich an Erratika 
ist, während sie auf der Ostseite überaus selten sind. Dann befindet 
sich die Verbreitung der erratischen Trümmer auf der Westseite in 
unterbroehenem Zusammenhang mit den Grundmoränen des vorderen 
Eppzirler Tales. Während wir so von Westen her eine dichte ge- 
schlossene UÜberstreuung mit erratischen Geschieben vom Inntal über 
Seefeld ins Eppzirler Tal bis nach Oberbrunn verfolgen konnten, fehlt 
an der Ostseite des Seefelder Gebirges vom Erlsattel nach Oberbrunn 
ein solcher Zusammenhang. Es überquerte, nach dieser erratischen 
Saat zu schließen, ein mächtiger Teil des Eisstromes das nördlichste 
Seefelder Gebirge und lagerte in dem vor seiner Erosion geschützten 
Eppzirler Tale gewaltige Massen mitgeschleppter Grundmoränen ab. 

Diese Erscheinung findet überhaupt an zahlreichen Orten dadurch 
eine Bestätigung, daß die Vorkommnisse von größeren Massen von 
Grundmoränen größtenteils sich hinter vorspringenden Felsnasen, 
angelehnt an höhere Felsstufen oder in Vertiefungen befinden, welche 
von Felshöhen überragt werden. Wenn wir uns eine unebene Fläche 
vorstellen, welche mit Schmirgel abgeschliffen werden soll, so wird 
beim Gebrauche eines größeren Scheuerkörpers, solange die Bewegung 
ungefähr in derselben Richtung erfolgt, sich in den Eintiefungen und 
hinter Vorsprüngen Schmirgel sammeln, während die vorragenden 
Stellen blanl’ gefest werden. Es bilden sich gleichsam von der 
Bewegung unbetroffene Stellen, Bewegungsschatten, heraus, in denen 
sich das Schleifmaterial so lange ablagert, bis der schützende Vor- 
sprung abgetragen ist. Die Verteilung der Grundmoränen ähnelt 
nun jener des Schmirgels auf einer abgeschliffenen unteren Fläche. 


470 Dr. O. Ampferer. [20] 


Die große Anhäufung von Grundmoränenmaterial des Inntalgletschers 
in dem Winkel des Eppzirler Tales ist aber auch noch in anderer 
Hinsicht sehr bemerkenswert. Wie wir aus der Erforschung des 
benachbarten Karwendelgebirges wissen, besaßen die Kare und Täler 
hier eine sehr beträchtliche Eigenvergletscherung. Die Verhältnisse 
im Eppzirler Tale scheinen nun darauf hinzuweisen, daß hier der Tal- 
gletscher vollständig vom Inntaleise zurückgedrängt wurde. Denn 
ohne Entfernung der Eppzirler Gletscher aus dem vorderen Teile des 
Tales hätte die Inntaler Grundmoräne doch unmöglich eingelagert 
werden können. 

Die feingeschlämmten Bändertone, welche über den Grund- 
moränen auftreten, beweisen, daß auch vor Beginn der Grundmoränen- 
ablageruvng hier kein Talgletscher sich ausbreitete,. Aus dem Vor- 
kommen dieser Bändertone muß man einerseits auf eine Versperrung 
des unteren Talausganges und anderseits auf Eisfreiheit des mittleren 
Tallaufes schließen. Da sich die ausgezeichnet entwickelten Grund- 
moränen unmittelbar über den Bändertonen ausbreiten und talabwärts 
sie ersetzen, liegt es nahe, anzunehmen, daß durch das Eis des Inn- 
talgletschers, welches von Seefeld gegen Scharnitz strömte, der Tal- 
ausgang verstaut wurde, während noch der Eppzirler Gletscher weit 
zurück im Kargrunde lag. Durch das höher anschwellende und 
hereindrängende Eis wurde dann die Ablagerung von Bändertonen 
beendet und mit Grundmoränen bedeckt. Die im vorderen unteren 
Teile der Grundmoränen eingeschaltete geschichtete Zone ist vielleicht 
auch durch diesen Vorgang erklärbar. 

Der Gletscher des Eppzirler Kares kann sich, nach den Ab- 
lagerungen, des vorderen Eppzirler Tales zu urteilen, während der 
Anwesenheit des Inntalgletschers nicht entlang der Talsohle heraus- 
seschoben haben. Auch in keinem Rückzugsstadium erstreckte er 
sich über die hohe Talschwelle (Punkt 1341 »n) nach Norden. Wenn wir 
den bedeutenden Umfang des Eppzirler Kares in Betracht ziehen, 
möchte man nach diesem Firngebiete auf einen weit größeren Gletscher 
schließen. Bedenken wir aber die verhältnismäßig geringe Höhe der 
Umwallung (nur einzelne scharfe Felsgipfel erheben’ sich bedeutend 
über 2200 »n mittlere Höhe) und ihren raschen steilen Abfall, so wird 
uns die geringe Entfaltung der Eigenvergletscherung leicht verständlich. 
Der mächtige Eisstrom, welcher quer über das Eppzirler Tal hinweg- 
zog, vermochte wohl den Eppzirler Gletscher zurückzuhalten, aber 
nicht in seinen Kargrund hineinzudringen. Die Verdrängung des 
Eppzirler Gletschers von seinem Talabfluß hat zur Voraussetzung, 
daß beim Zusammenstoßen der fast senkrecht gegeneinander fließenden 
Eisströme der Inntalgletscher einen Überdruck oder wenigstens Gleich- 
druck gegen den Eppzirler Gletscher besaß. Dieser Überdruck 
mußte sich leicht geltend machen, weil ja die vom Eppzirler Gletscher 
durch die Talöffnung gedrängte Eismasse weit kleiner war, als die 
in derselben Zeit vom Inntalgletscher geförderte. 

Ohne die stauende Wirkung des großen vorbeiströmenden 
Gletschers würde der Eppzirler Gletscher nie so bedeutende Stand- 
höhen haben erreichen können. Um sich einen Abfluß zu ermöglichen, 
mußten seine Massen bis wenigstens zur Höhe des vorbeistreichenden 


[21] 3eol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 471 


Gletschers aufgedämmt werden. Aber auch dann konnte kein sta- 
tionärer Zustand sich ergeben, da immer noch der Zufluß des Epp- 
zirler Gletschers dem Abfluß des Inntalgletschers nicht gleichkommen 
konnte. Als das Ergebnis dieses Zusammenwirkens ist wahrscheinlich 
ein periodischer Wechsel zwischen dem Vordringen des Inntal- und 
Eppzirler Eises anzusehen. Jedenfalls wurde der Abfluß des Fpp- 
zirler Gletschers in der Richtung des Hauptgletschers ganz gegen 
Osten gedrückt. 


Die Seefeld—Leutascher Hochfläche. 


Das Seefelder Gebirge nimmt nur ungefähr die östliche Hälfte 
der großen Einsenkung ein, welche sich zwischen Karwendel- und 
Mieminger Gebirge ausdehnt. Die westliche Hälfte wird von einer 
Hochfläche gebildet, in deren Formen sich der Bau der Unterlage 
nur ganz unbedeutend verspüren läßt. Wer zum erstenmal den 
scharfen Formengegensatz zwischen dem Seefelder Gebirge und der 
Hochfläche von Seefeld-Leutasch gewahrt, ist versucht, den grellen 
Unterschied vielleicht in einem sehr verschiedenen Schichtenbau zu 
vermuten. Dem ist indessen nicht so, da wir bei genauem Nachforschen 
so ziemlich alle tektonischen Elemente des Seefelder Gebirges in den 
verschiedenen Schichtstellungen wieder verfolgen können. Freilich 
sind die Aufschlüsse infolge reicher Wald- und Wiesendecken viel 
seltener, kleiner und außerdem scheinen schichtungslose Massen hier 
weiter verbreitet. 

Trotzdem läßt sich erkennen, daß das Schichtstreichen wie im 
Karwendel- und in dem Seefelder Gebirge durchschnittlich ein ost- 
westliches ist. Da nun das Inntal, welches die Südgrenze unserer Hoch- 
fläche bildet, von Nordwest gegen Südost strebt, so schneiden die 
südlicheren Schichtzüge der Hochfläche schräg daran ab. Wenn wir 
von Südosten her den Anschnitt des Inntales verfolgen, so treffen 
wir von Zirl bis etwas oberhalb von Unter-Pettnau saiger stehende 
Schichten, und zwar erst Raibler Schichten, die allmählich in Haupt- 
dolomit übergehen. Es ist die unmittelbare Fortsetzung der Zirler- 
mähder Mulde. Schroff daran gesetzt folgen weiter aufwärts mächtige 
Schiehtmassen, welche bei nordsüdlichem Streichen meistens flach 
gegen Osten fallen. Größere Gesteinsverbände des Hauptdolomits 
eitbehren hier jeglicher klaren Schichtung. Die gerade angegebene 
Schichtstellung beherrscht den Raum von Unter-Pettnau bis zum 
Kochental bei Telfs, wobei noch zu bemerken ist, daß sich im 
allgemeinen weiter westlich das Schichtfallen gegen Osten versteilt. 
Das Kochental ist gerade an jener Stelle eingeschnitten, wo unter den 
Bänken des Hauptdolomits die Rauchwacken und Tonschiefer der 
Raibler Schichten wieder emportauchen. Jenseits des Rochentales tritt 
am Birkenkopf sogar noch eine Scholle von Wettersteinkalk unter 
den Raibler Schichten zutage, welche indessen nur die eben ge- 
nannte Anhöhe zusammensetzt. Im Süden, Westen und Norden wird 
diese Einzelscholle von Brüchen begrenzt, welche sie sowohl von dem 
westlich angrenzenden Hauptdolomitgebiete als auch von dem nördlich 
hochaufragenden Gewölbe der Hohen Munde trennen. Dieser ganze 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Dr. O. Ampferer.) 61 


472 Dr. O. Ampferer. [22] 


Schichtzug bildet die Fortsetzung des Solsteingewölbes und der kleine 
Birkenkopf zwischen Kochental und Erzbergklamm kann als Äqui- 
valent des Solsteingewölbes angesehen werden. Die im Seefelder 
Gebirge entlang dem Hauptkamme durch einen mächtigen steilgestellten 
Schichtverband vertretene Mulde des Gleierschtales finden wir in 
einem Zuge steilgestellter Hauptdolomitschiehten wieder, welcher von 
der Gegend des Seefelder Sattels gegen Buchen hinüberstreicht. 
In diesem Zuge setzen sich auch die Asphaltschiefer der Reither 
und Seefelder Spitze fort. Die ersteren werden westlich des See- 
felder Sattels, die letzteren westlich von Seefeld bergmännisch 
abgebaut. In der tiefen hinteren Schlucht des Kochentales, nord- 
westlich von Buchen, sehen wir diesen Schichtzug in steil südfallender 
Neigung mit einer Unterlage von Raibler Schichten an das Gewölbe 
der Hohen Munde angepreßt. Damit ist schon die Zuordnung des 
Gewölbes des Gleierschkammes und der Hohen Munde (des Mieminger 
Kammes) gegeben. Zwischen diesen beiden machtvollen Aufwölbungen 
sehen wir sowohl im Gebiete des Seefelder Gebirges als auch der 
Hochfläche eine breite Zone von flachgewölbtem Hauptdolomit die 
tektonische Verbindung herstellen. Dieser Zone entragt auch die 
höchste Erhebung der eigentlichen Hochfläche, die breite wellige 
Kuppe von Hochmoos (1555 m). Nördlich von dieser Zone flacher 
Sättel folgt die Fortsetzung der Mulde des Hinterautales. Während 
hier die Struktur der Mulde im Hauptdolomit nur sehr schwer 
erkennbar ist, haben wir an dem zusammenhängend bis ins Wetterstein- 
sebirge streichenden Zuge des Hinterautal—Arnspitzenkammes, welcher 
den Nordflügel zu dieser Mulde vorstellt, einen sicheren Leitfaden, 
welcher uns lehrt, daß wir die Hinterautalmulde über den hohen 
Sattel und das Becken von Leutasch mit der Mulde des Gaistales zu 
verbinden haben. 

Aus diesen Ausführungen sehen wir, daß sich am Aufbau der Hoch- 
fläche von Seefeld-Leutasch drei Muldenzüge und zwei Aufwölbungszonen 
beteiligen, daß also dieselben Elemente des Aufbaues vorhanden sind 
wie im Seefelder Gebirge. Die Ursache der bedeutenden Erniedrigung 
des westlichen Teiles der großen Einsenkung dürfte daher höchst- 
wahrscheinlich als eine Erosionswirkung anzusehen sein, da sich auch 
keine deutlichen Querbrüche erkennen lassen, an denen ein Absinken 
stattgefunden hätte. Die Hochfläche von Seefeld-Leutasch ist die 
Rumpffläche eines tief abgetragenen Faltengebirges. r 

Um nun in die Art und Ursache dieser Abtragung einigen 
‚Einblick zu erlangen, müssen wir die Öberflächenformen der Hoch- 
fläche, vor allem die Verteilung und Anordnung von Höhenzügen und 
Talungen mit denen des Seefelder Gebirges vergleichen. Beide Gebiete 
bestehen aus denselben Gesteinen, besitzen ungefähr denselben 
Schichtbau, so daß die Annahme sehr wahrscheinlich ist, daß sie 
unmittelbar nach erfolgter Auftaltung und so lange, als sie von der 
Erosion gleichmäßig angegriffen wurden, Gebilde von ziemlich ähn- 
lichen Formen und Höhen darstellten. Im Seefelder Gebirge beherrscht 
das große Eppzirler Kar die Anlage der Bergkämme und Täler. Es 
lehnt sich im Süden an den höchsten Schichtwall, öffnet sich gegen 
Norden und zeigt sein Gefüge in derselben Weise wie die Nachbar- 


[23] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 473 


kare der Inntalkette und die Nordkare des Mieminger Kammes. Von 
dem hufeisenförmigen Bergrande dieses Kares strahlen in ziemlich 
unregelmäßiger Verteilung kleinere Talrinnen nach allen Seiten aus. 
Dieser unregelmäßigen, von einem Bergkranz ausstrahlenden Tal- 
verteilung steht im Gebiete der Hochfläche eine streng nordwestlich 
gerichtete Anordnung der Talfurchen gegenüber. Sehen wir vom 
Kochental ab, dessen Richtungen vor allem von dem Auftreten der 
Raibler Schichten geleitet werden, so begegnen wir von Westen gegen 
Östen der doppelten Furche des Sattels von Buchen, dem Talzuge von 
Wildmoos sowie der großen Furche von Mösern Seefeld-Leutasch. 
Der Sattel von Seefeld sowie das von dort ins Inntal hinabsinkende 
Tal des Mühl- und Niederbaches sind noch in ihrer Anordnung vom 
Seefelder Gebirge abhängig. Die Furchen des Sattels von Buchen 
stehen mit dem Zuge des Leutaschtales in Verbindung, das ebenfalls 
in nordöstlicher Richtung den Verbindungskamm der Arn- und Geren- 
spitzen durchbricht. Der Talzug von Wildmoos mündet in jenen von 
Seefeld-Scharnitz. Vergleichen wir diese Talläufe mit dem Schichtbau 
und Schichtstreichen, so finden wir, daß sie über Sättel und Mulden 
quer darübersetzen. Ihre höchste Erhebung besitzen diese Talzüge 
nahe am Abbruch gegen das Inntal. Sie beginnen oberhalb jenes 
Steilabfalles, heben sich dann zu einem Sattel empor, von dem sie 
jenseits in flachen Wannen mit steileren Zwischenstufen hinabstreben. 
Die Höhen zwischen diesen großenteils wasserleeren oder wasserarmen 
Furchen zeigen flach gerundete Formen, welche in auffallender Weise 
in nordöstlicher Richtung langgestreckt sind und ausnahmslos ihre 
schrofferen Abbrüche an der Nordseite zur Schau tragen. 

Die eigentümlichen Talformen der Seefeld-Leutascher Hoch- 
fläche haben bereits in den Studien über die Inntalterrassen (Jahr- 
buch der k. k. geol. Reichsanstalt, Wien 1904, Bd. 54, Heft 2) eine 
genauere Beschreibung erfahren. Jeder dieser Talzüge besteht aus 
einer Reihenfolge von größeren und kleineren Wannen, welche durch 
Talengen und Stufen voneinander geschieden werden. Einzelne dieser 
Felsbecken, wie die von Wildmoos, von den Möserer Mähdern und 
von Seefeld enthalten Torfablagerungen, welche abgebaut werden 
können. Nicht selten treten in diesen Felsfurchen Verdoppelungen auf, 
indem sich ein Felsrücken einschiebt, der meist nach kurzem Verlaufe 
wieder verschwindet. Die Wasserarmut der Hochfläche steht in grellem 
Gegensatz zu diesen energischen, geradlinigen Talstraßen, zu ihren 
Wannen und Zwischenstufen, die viel zu groß und einheitlich in ihrer 
Anlage sind, als daß man sie als Werke bescheiden hinschlängelnder 
Bächlein begreifen könnte. Wie ich schon in der obenerwähnten 
Arbeit betonte, haben wir hier die unzweifelhaften Spuren eines ge- 
waltigen Gletscherbettes vor uns und die nachträgliche Wassererosion 
war nicht imstande, den Charakter dieser Formen in bedeutenderem 
Umfange zu verändern. Man könnte vielleicht auf den Gedanken 
kommen, däß diese Talfurchen Reste von alten, längst aufgegebenen 
Innläufen sind. Abgesehen davon, daß eine Verlegung des Innlaufes 
durch die Engpässe von Scharnitz und der Leutaschklamm überhaupt 
äußerst unwahrscheinlich und unbeweisbar ist, können diese Talformen 
auch schwerlich durch Flußerosion erklärt werden. Die Anlage von 

61* 


474 Dr. OÖ. Ampferer. [24]. 


drei fast parallelen abgetrennten Furchen, die Wannen und Stufen, 
sowie endlich die sattelförmige Talbiegung blieben da unerklärlich. 
Besonders spricht die Erscheinung gegen Innerosion, daß alle drei 
Furchen anfangs ansteigend und erst später absteigend verlaufen. 

Im Einklang mit den typisch glazialen Berg- und Talformen 
steht auch die reiche Bedeckung einzelner Stellen mit Grundmoränen. 
Außer den noch jetzt in Fortbildung befindlichen Schuttablagerungen 
der Bäche treffen wir im Gebiete der Hochfläche (das Leutaschtal 
ausgenommen) nur auf Grundmoränen, welche sehr gleichmäßig ent- 
wickelt und stark bearbeitet sind. Gegenüber dem massenhaften 
Hauptdolomitmaterial treten die zentralalpinen Geschiebe bedeutend 
zurück, wenn sie auch nirgends fehlen. In den Grundmoränen selbst 
sind nur äußerst selten große Gesteinstrümmer (stets zentralalpine) 
eingeschlossen, dagegen finden sich solche häufig frei über das ganze 
Gehänge verstreut. 

Was nun die Verteilung dieser Grundmoränenmassen anbelangt, 
so ist zu bemerken, daß die höher aufragenden Rücken nur sehr 
dünne spärliche Reste tragen oder überhaupt ganz davon frei sind. 
Erratische Geschiebe finden sich jedoch fast überall. Die größten 
ausgebreitetsten Vorkommen von Grundmoränen sind in einer Ein- 
senkung erhalten, welche quer auf die nordöstlichen Talfurchen von 
Seefeld nach Leutasch zieht. Es ist kein eigentliches Tal, da seine 
Sohle wellig auf- und absteigt. Wenn es ein Tal war, so ist es von 
den quer darüber streichenden Talfurchen zerschnitten worden, welche 
danach sich als jünger entpuppen würden. Dieser Einsenkung folgt 
die Landstraße, welche von Seefeld nach Leutasch leitet, und sie 
gewährt auch einen guten Einblick in die vielfach erschlossenen 
Grundmoränen. Große Massen von Grundmoränen sind von Gras über- 
zogen und lassen sich an den Hängen durch den lebhaften Wechsel 
von flachbodigen Tälchen und zahlreichen Hügeln leicht erkennen. 
Nahe von der höchsten Stelle bei Punkt 1252 m ist östlich der Straße 
in einer Sandgrube horizontal geschichteter, leicht verkitteter Schotter 
erschlossen. Die abgerundeten Gerölle bestehen meistens aus Haupt- 
dolomit, es fehlen jedoch auch zentralalpine Gesteine nicht. Wenn 
man die Lage dieses sehr beschränkten Vorkommens auf einem Sattel 
inmitten weitverbreiteter Grundmoränen bedenkt, so ist es am wahr- 
scheinlichsten, daß es sich um eine beim Rückzug der letzten Ver- 
gletscherung (Pencks Bühlstadium) von Schmelzwassern geschaffene 
Anschwemmung handelt. Entlang dieser Einsenkung steigen die Grund- 
moränen auch ins Leutaschbecken hinab, wo sie dann westwärts bis 
über den Weidacher See hinaus ein horizontal gebanktes Konglomerat 
aus Rollsteinen der Leutascher Ache überlagern. Weitere, aber nicht 
mehr so bedeutende Reste von Grundmoränen finden wir südlich des 
Seefelder Sattels zu beiden Seiten des Mühlbaches, wo sie am öst- 
lichen Gehänge zusammenhängend bis Reith herabreichen und dann 
in einzelnen Resten, besonders an der Ostseite des Buchwieselkopfes 
bis nahe an die Ruine Fragenstein vorliegen. Am westlichen Talhange 
setzt die Grundmoränendecke bei den Gehöften Mühlberg aus, be- 
ginnt aber wieder an der Umbiegung des Tales und zieht längs 
einer Felsstufe ganz ins Inntal herab, das sie zwischen Leiblfing und 


[25] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 475 


Unter-Pettnau erreicht. Hier setzt dieser Grundmoränenstreifen hinter 
einem vorspringenden Felseck plötzlich in großer Mächtigkeit ein. 
Dieses Auftreten in geschützten Felswinkeln zeigen ebenfalls ganz 
in der Tiefe des Inntales die Grundmoränenreste von Eigenhofen und 
Öber-Pettnau. Wenn man entlang den kahlen felsigen Abstürzen der 
nördlichen Inntalwand zwischen Telfs und Zirl talab wandert, so ist 
man sehr erstaunt, plötzlich hinter vorspringenden Felsecken Reste 
hineingekneteter gelblichgrauer Grundmoräne zu finden. Die Anhäufung 
der Grundmoränen in dem Tale südlich des Seefelder Sattels sowie 
die in der Einsenkung zwischen Seefeld und Leutasch kann nicht 
allein durch Erzeugung an Ort und Stelle erklärt werden, da beide 
Vertiefungen quer zur Stromrichtung des Eises verlaufen. Wir haben 
auch hier wenigstens teilweise wie im FEppzirlertale eine Herein- 
schleppung und Ablagerung von Grundmoränenmaterial vor uns. 
Größere Massen von Grundmoränen treten uns auch nördlich von 
Unter-Seefeld bis gegen die Steinölbrennerei entgegen. Sie bekleiden 
den Abhang von der Straße gegen den Seebach, der selbst auf flachen 
Hauptdolomitplatten adabinfließt. In dem Talzug von Mösern nach 
Seefeld finden wir einzelne kleine Grundmoränenreste in der Um- 
gebung dieser Ortschaft, eine größere Menge hat sich angelehnt an 
die Steilstufe zwischen den Möserer Mähdern und den Seewiesen 
erhalten. Der Talzug von Wildmoos ist größtenteils sehr arm an 
Grundmoränen. Er besitzt kleine Reste an seinem Ausgang über dem 
Inntale und dann weitere nahe an seiner Sattelhöhe. Weiter nord- 
östlich, wo seine geteilten Furchen die Einsenkung zwischen Seefeld- 
Leutasch kreuzen, stellen sich reichliche Massen von Grundmoränen 
ein. In der Hauptfurche „Durch den Boden* reichen die Grund- 
moränen unterhalb der Strabenkreuzung bis zum Ende der Mähder. 
In dem unteren Tallaufe finden sich nur Spuren von Grundmoränen 
sowie auch von Bänderton. Hier herrscht der frische von den Wänden 
abgewitterte Schutt vor. Am Sattel von Buchen haben wir an den 
obersten Hängen gegen das Kochental bescheidene Reste von Grund- 
moräne und dann bedeutend größere jenseits des Sattels am Steil- 
abfall gegen das Sumpfbecken von Moos. Südlich von Buchen sind 
am Abhang gegen das Inntal hin und wieder Spuren von Grundmoränen, 
von denen die ausgedehntesten die Stufe von Baierbach bedecken. 
Damit ist die Verteilung der noch jetzt erhaltenen Grundmoränen 
auf der Hochfläche mit Ausnahme jener des Leutaschtales, die zugleich 
mit diesem Tale besprochen werden sollen, angegeben. 

Die Formen von Höhen und Tälern, die Richtung, welche als 
Fortsetzung jener des Inntales oberhalb des scharfen Talbuges von 
Telfs entspricht, und die glazialen Ablagerungen charakterisieren 
zusammen die Hochfläche als die Bahn gewaltiger Eismassen, welche 
hier vom Inntalgletscher gegen Nordosten abzweigten. Es kann als 
sehr wahrscheinlich bezeichnet werden, daß auch im Bereiche der 
heutigen Hochfläche sich ein Gebirge von der Art des Seefelder 
erhob. Da durch das Hereinschneiden des Inntales die Breite seiner 
Basis eine weit geringere war, mag dasselbe wohl eine bescheidenere 
Höhe besessen haben, welche gestattete, daß das Eis des Inntales hier 
die Kämme zu überschreiten vermochte. Damit war der mächtigen 


476 Dr. OÖ. Ampferer. [26] 


Gewalt des bewegten Eises das Tor geöffnet und im Laufe der ver- 
schiedenen Eiszeiten und Interglazialpausen wurde allmählich aus einem 
scharfgratigen Gebirge ein grobwelliges Hochland, in dem die Spuren 
des ehemaligen Reliefs nicht mehr erkennbar sind. Man könnte als 
Vermutung aufstellen, daß die nunmehr zerschnittene Einsenkung 
zwischen Seefeld und Leutasch den Rest eines alten Tales vorstelle, 
welches analog dem Eppzirler Tale gelagert war. Indessen lassen sich 
dafür keine Beweise erbringen. Für die Annahme, daß das Gebiet 
der Hochfläche überhaupt bedeutend tiefer eingesenkt ist, sind mir 
keine Gründe bekannt geworden. Durch Wassererosion aber hätte 
aus einem höheren Gebirge unmöglich die heutige Formenverbindung 
der Hochfläche hervorgehen können. Zudem ist nicht einzusehen, 
warum der westliche Teil der Einsenkung so viel stärker nieder- 
erodiert sein sollte als der östliche. An eine Mitwirkung von seiten 
des Inn ist ebenfalls nicht zu denken. Für die glaziale Gebirgs- 
erniedrigung sprechen jedoch alle Anzeichen. 


Der Mieminger Hauptkamm. 
(Fig. 8-16.) 


Das mächtigste tektonische Glied unseres gesamten Gebietes, 
welches sich über 40 im weit verfolgen und dabei allenthalben seinen 
Zusammenhang klar erkennen läßt, ist der Mieminger Kamm mit 
seiner westlichen Fortsetzung in der Heiterwand. Vom Sattel von Buchen 
bis in die Gegend von Boden im Bschlabsertal bildet dieser Kamm 
eine machtvolle hohe Bergmauer, in welche 'nur südlich des Fern- 
passes bei Nassereith eine tiefe Pforte eingefügt ist. Schon in dem 
Streichen dieser großen Wettersteinkalkerhebung treten zwei ver- 
schiedene Teile hervor, welche sich aber auch sonst wesentlich von- 
einander unterscheiden. Der östliche Teil, welcher vom Sattel von 
Buchen bis zum Mariabergjoch reicht, streicht in etwas geknickter 
Linie fast genau ostwestlich, während der westliche Teil des großen 
Zuges vom Mariabergjoch an gegen Süden zu abbiegt. Das Mariabergjoch 
bildet aber auch eine wichtige tektonische Scheidung, indem der 
östliche Bergkamm, das Mieminger Gebirge, im großen und ganzen 
aus einem Gewölbe besteht, wogegen im westlichen Abschnitte durch- 
aus nur der Südflügel eines solchen vorhanden ist. Dem östlichen 
Abschnitte ist nördlich des Gaistales das Wettersteingebirge vor- 
gelagert, welches ebenso noch größtenteils von Wettersteinkalk auf- 
sebaut wird. Dem westlichen Kamme aber schließt sich im Norden 
längs einer großen Störungslinie unmittelbar ein aus jüngeren Schichten 
aufgefaltetes Bergland der Lechtaler Alpen an. Der tiefe Durchbruch 
des Kammes bei Nassereith, welcher längs der bedeutendsten Quer- 
störung des ganzen Zuges einsetzt, bildet trotzdem keine wesentliche 
Grenze, da die Bergteile östlich und westlich einander im Aufbau 
sehr ähnlich sind. In den nachfolgenden Beschreibungen soll besonders 
das Gebiet östlich des Fernpasses behandelt werden, während das 
westliche nur zum Vergleiche herangezogen wird. 4 

Das Mieminger Gebirge stellt, wie ich schon in einer Übersicht 
seines Aufbaues in den Verhandlungen der k. k. geologischen Reichs- 


[27] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 477 


anstalt, Wien 1902, Nr. 6, angeführt habe, ein keilförmiges Gewölbe 
dar, dessen breiter Teil gegen Westen gerichtet und dessen Spitze 
der Kegel der Hohen Munde ist. Mit dem Auseinanderweichen der 
Gewölbeflügel ist zugleich eine Einsenkung des Gewölbescheitels ver- 
bunden. Von einer regelmäßigen Entwicklung der Aufwölbung kann 
daher nicht die Rede sein, denn auch der Beginn, das Gewölbe der 
Hohen Munde, entbehrt der vollen ungestörten Ausbildung. 

Es taucht aus der Seefelder—Leutascher Einsenkung mit einem 
Vorkopfe (1598 m) empor, auf welchem das Mooser Alpel liegt. Erst 
oberhalb von diesem Vorkopfe steigen die Wettersteinplatten in ein- 
heitlichem Schwunge zum östlichen Gipfel der Hohen Munde (2594 m) 
empor. Betrachten wir den Schichtenbau dieses Abhanges, so sehen 
wir sofort, daß der Vorkopf nicht ein Stück des Mundegewölbes, 


Fig. 9. 


Hohe Munde 
2594 m 


S 


BirkenKopf 
1062 m. 


Inntaı 
ln 


1: 38000 
W = Wettersteinkalk. — Ri — Rauchwacke. — hd — Hauptdolomit. 
Gr.M. — Grundmoräne. 


sondern einen eigenen Klotz aus Wettersteinkalk darstellt, welcher 
hier den gewölbeförmig aufgebogenen Schichten vorgelagert ist. Die im 
Süden am Fuße der Hohen Munde (Fig. 9) zwischen Kochental und Erz- 
bergklamm aufragende Wettersteinkalkscholle des Birkenkopfes haben 
wir schon früher erwähnt. Während aber der Wettersteinkalk des 
östlichen Vorkopfes unmittelbar an den der Hohen Munde anschließt, 
streicht zwischen ihr und dem Birkenkopfe eine Zone von Rauchwacken 
und zertrümmertem Dolomit hindurch. 

Soweit die vorhandenen Aufschlüsse zwischen den von Schutt 
oder Vegetation bedeckten Stellen erkennen lassen, ist das Gewölbe 
der Hohen Munde von einem Kranze tief zurückgewitterter Raibler 
Schichten umgeben, welche im Süden des Niedermundesattels bis 
1500 m emyörreichen, dann großenteils überschüttet mit absteigender 
oberer Grenze in die Erzbergklamm ziehen. Von ihr streben sie über 
den Sattel nördlich des Birkenkopfes ins Kochental, dann gegen die 
nördliche Furche des Buchener Sattels (Katzenloch) und umsäumen 
den Fuß des Mundevorkopfes bis in die Gegend des Weilers Moos. 


478 Dr. O. Ampferer. [28] 


Von hier bis ins Gaistal bedecken gewaltige glaziale Schuttmassen 
alles Anstehende. 

Das Gaistal ist so angelegt, daß es in dem Gebiete der Hämmer- 
moosalpe zwischen Sulz- und Leitenbach, den Wettersteinkalk des 
Mundegewölbes gerade knapp vor seinem Rande durchschneidet. Da- 
durch wird es erklärlich, daß wir längs dem Gaistal hinter den 
Ofen erst in Hauptdolomit, dann in die Rauchwacken der Raibler 
Schichten, in Wettersteinkalk und endlich wieder in Mergelkalke, 
Rauchwacken der Raibler Schichten und in Hauptdolomit gelangen. 
Gegenüber der Mündung des Leitenbaches kehren die Raibler 
Schichten wieder auf die Südseite des Gaistales zurück und bilden 
hier gegenüber von Tillfuß eine Gehängestufe, die stark von Schutt 
übergossen ist. Zwischen Tillfuß und der Mündung des Schwarzbach- 
kares verschwinden auf der Südseite des Gaistales die spärlichen 
Reste von Raibler Schichten am Nordfuße der Hochwand völlig. 
Während so die Raibler Decke des Mundegewölbes südlich des Nieder- 
mundesattels noch bis 1800 m emporreicht, ist sie nördlich davon bis 
auf 1500 m hinab vollständig entfernt. Im Abhange gegen das Gaistal 
weicht diese Decke bis 1222 m Tiefe, im Hintergrunde des Rochen- 
tales bis nahe an 1000 m hinab. Das mächtige, so tief entblößte 
Mundegewölbe zeigt darum, soweit es überhaupt von Schichtung be- 
herrscht wird, in deutlicher Weise sein Gefüge, das von der regel- 
mäßigen Gewölbeform in bedeutendem Umfange abweicht. Die Ost- 
und Nordseite ist als regelrechte Wölbung entwickelt. Der Ostgipfel 
der Hohen Munde trägt deutlich einen Teil einer flachgewölbten 
Kuppe, welche jedoch am höheren Westgipfel und dem langen West- 
gipfel nirgends mehr vorhanden ist. Hier strebt der steile Nordschenkel 
vom Gaistal bis zum Grat empor. Suchen wir auf der Südseite nach 
der entsprechenden Gegenwölbung, so finden wir dieselbe nur un- 
deutlich ausgeprägt. Der tiefe Einriß der Erzbergklamm zeigt uns 
hier statt nordwestlichem Schichtstreichen ein gegen Südwest gerichtetes. 
Dasselbe beherrscht eine große Wettersteinkalkmasse zwischen Birken- 
kopf und Erzbergklamm. In letzterer stoßen die Rauchwacken der 
Raibler Schichten an einer steilen Südost—-Nordwest streichenden 
Verwerfung quer an die Schichtköpfe der Wettersteinplatten. Westlich 
von dieser Wettersteinkalkmasse, die mit ihrer Schichtung vom Gewölbe 
weg gegen Südwesten weist, herrschen Schichtungen vor, welche sich 
dem Nordschenkel im Streichen mehr anschmiegen. 

Dieses aus verschieden streichenden Schichtmassen zusammen- 
gestellte Gewölbe wird durch die darum gebogenen Raibler Schichten 
als eine tektonische Einheit bezeichnet. Freilich wechselt der Bestand 
der Raibler Schichten fast von einem Aufschlusse zum anderen, jedoch 
nicht so, daß man diese Verschiedenheiten als solche der Ablagerung 
auffassen kann. Vollständig entwickelt treffen wir die Serie der Raibler 
Schichten nur im Hintergrunde des Kochentales am Südfuße der 
Hohen Munde. Sie lehnen sich hier etwa 60° südfallend an den 
Wettersteinkalk. 

Das Gebiet dieser vollständigen Serie ist jedoch ein sehr be- 
schränktes, indem wir bereits in der innersten Erzbergklamm zwischen 
Hauptdolomit und Wettersteinkalk nur Rauchwacken und etliche Spuren 


[29] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 479 


eingekneteter Tonschiefer und Sandsteinbrocken finden. Östlich vom 
Kochentale am Buchener Sattel stoßen Hauptdolomit und Wetterstein- 
kalk unmittelbar zusammen, noch weiter östlich schiebt sich ein Keil 
von Rauchwacken dazwischen. Beim Weiler Moos stellen sich Spuren 
von Sandsteinen, Oolithen und Kalken ein. Im Gaistale sind Rauch- 
wacken fast allenthalben und in ziemlicher Mächtigkeit vertreten. Über 
ihnen liegen häufig graue Kalke, während die Tonschiefer, Oolithe und 
Sandsteine in größerer Ausdehnung nur am Nordfuß des Niedermunde- 
sattels anstehen. Von der Erzbergklamm gegen Westen im Südabhange 
der Niedermunde treffen wir ebenfalls wieder eine vollständigere Ent- 
wicklung, welche Kalke, Tonschiefer, Oolithe und Sandsteine umfaßt. 
Der rasche Wechsel in dem Schichtreichtume fällt an den meisten 
Stellen mit tektonischen Störungen zusammen. 

Das prägt sich am deutlichsten in den Aufschlüssen der Erz- 
bergklamm aus, wo der Wettersteinkalk mit einer gewaltigen, auf 
mehrere 100 m Länge erschlossenen Verwerfungswand gegen die arg 
zerkneteten Rauchwacken der Raibler Schichten stößt. Zudem steht 
hier das Streichen des Wettersteinkalkes nahezu senkrecht auf dem 
der Rauchwacken und der Verwerfung, welch letztere von einer An- 
lagerungszone fein zerdrückter, zerriebener Gesteine begleitet wird. 
Als Regel kann gelten, daß sich für die sehr verschiedene Vollstän- 
digkeit der Raibler Serie stets aus den mehr oder weniger starken 
tektonischen Störungen der betreffenden Stellen eine Begründung 
ergibt. Das Gewölbe der Hohen Munde setzt sich am Niedermunde- 
sattel (2065 m) über den Karkopf zur Hochwand (2724 m) fort. Während 
am Niedermundesattel, der noch kleine erratische Geschiebe trägt, 
steil nordfallende Wettersteinkalkplatten den Grat bilden, schwingen 
sich weiter westlich flach südfallende auf den Grat, die nicht nur 
den rechteckigen Gipfel des Karkopfes, sondern auch noch den Ver- 
bindungsgrat zur Hochwand beherrschen. In diesen südfallenden 
Wettersteinkalkschichten haben wir den Südflügel des Gewölbes vor 
uns, der über den Nordflügel emporgeschoben ist. Bereits vor dem 
Gipfel der Hochwand strebt wieder der Nordflügel mit steil nord- 
fallender Schichtung bis zum Grate hinauf. Die Gipfel und der West- 
grat der Hochwand zeigen ungeschichteten Wettersteinkalk. Auch die 
Südseite der Hochwand, welche mit einer gewaltigen Wand abschließt, 
entbehrt der Schichtung. Die Anlagerung der Raibler Schichten ist 
am Fuße ihres Südgrates eine ziemlich regelmäßige. Entlang der 
großen Wand zieht eine bedeutende Verwerfung in die Alpelscharte 
(2309 m) empor. Diese schmale Scharte ist in die Zertrümmerungs- 
zone (häufig dolomitische Druckbreceien) zwischen der eben genannten 
Verwerfung und einer zweiten eingewittert, welche etwas schräg dazu 
am Fuße der Ostwand der oberen Platte einschneidet. Wir werden 
eine ganz ähnliche Durchbrechung des Hauptkammes an der Grün- 
steinscharte wiederfinden, die auch zwischen Verwerfungswänden ein- 
sesenkt lieg‘ Während wir aber hier zwischen den Verwerfungen nur 
dolomitische Reibungsbreccien entdecken, stellen sich dort zertrümmerte, 
stark bituminöse Dolomite ein. 

Im Nordabfall der Hochwand gegen das Gaistal offenbaren sich 
nur steil nordfallende Schichtstellungen des Wettersteinkalkes, die bis 


Jahrbuch d.k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Dr. O. Ampferer.) 62 


480 Dr. O. Ampferer. [30] 


zur Talsohle hinabreichen. Besonders an dem großartigen Strebepfeiler 
des Nordgrates ist der Aufbau klar erschlossen und wir sehen die 
mächtigen steilen Schichten von südfallenden Schnittflächen zerlegt. 
Mit der Hochwand endet der geschlossene Aufbau des Gewölbes, 
indem schon am Nordgrate der oberen Platte die beiden Gewölbe- 
schenkel ein selbständiges Mittelstück einschließen. Der lange Kamm 
der oberen Platte wird von nahezu saiger stehenden Wettersteinkalk- 
massen aufgebaut, die jedoch kein einheitliches Streichen besitzen. 
In der Nordwand dieses Berges bemerken wir ein gegen Südwest 
gerichtetes Streichen, welches mit dem auf der Südseite hervor- 
tretenden, mehr ostwestlichen einen spitzen Winkel von etwa 20° 
einschließt. Infolge dieses gegen Südwesten zielenden Streichens über- 
queren die Schichten zwischen dem Westecke der oberen Platte und 
den Mitterspitzen den Hauptkamm. Indessen ist auch zwischen dem 
Wettersteinkalke und den saiger daran lagernden Raibler Schichten 
eine Diskordanz im Streichen vorhanden. Durch die großartige Schlucht 
des Judenbaches, welche die unteren Südgehänge der oberen Platte 
entzweireißt, erhalten wir einen tiefen Einblick in den Aufbau. Mit 
lotrechter Wand hebt sich im Hintergrunde der helle Wetterstein- 
kalk empor, der den hohen breitschneidigen Kamm bildet. Diese 
Wand stellt sich nun bei genauer Betrachtung nur im Westen als eine 
einheitliche Schichtfläche dar, während gegen Osten eine Reihe von 
Schichttafeln schräg davon abgeschnitten werden. Längs dieser Wand 
sind nun die saiger aufgestellten Raibler Schichten angepreßt, die eben- 
falls auf der Westseite mächtiger entwickelt sind als auf der Ost- 
seite. Südlich der Sandsteine, Oolithe und Tonschiefer bilden die 
Rauchwacken kühn aufragende Turmreihen. An die Rauchwacken 
stoßen die mächtigen Massen von Hauptdolomit, welche zu beiden 
Seiten der tiefen Schlucht die Kämme der Judenköpfe und des 
Henneberges zusammensetzen. 

An der Nordseite der oberen Platte haben wir bis zum Ansatze 
des Verbindungsgrates zum Breitenkopf nahezu saiger stehenden 
Wettersteinkalk. Eine steile Verwerfungszone scheidet denselben von 
flacher südfallendem Wettersteinkalke, unter dem auf beiden Seiten 
des Breitenkopfes dunkelgraue Kalke sowie Knollen- und Wulstkalke 
mit dünnen Mergellagen (Muschelkalk) auftauchen. Längs einer steil 
südfallenden Verwerfung stoßen diese Schichten au den mächtigen, 
nordfallend geschichteten Wettersteinkalkklotz des Breitenkopfes. Diese 
Verwerfung schneidet zwischen den zwei Gipfeln des Breitenkopfes 
hindurch und da sie steiler einfällt als die Mittelscholle, so erreicht 
der liegende Muschelkalk nicht den Grat, sondern bildet einen 
schmalen Keil von zerknitterten, dunkler gefärbten Kalklagen, welcher 
sich auf beiden Bergseiten weithin bemerkbar macht. Die hohe Fels- 
stufe im hintersten Schwarzbachkar, welche genau in der Streich- 
richtung des Muschelkalkkeiles des Breitenkopfes liegt, besteht aus 
dunklen Kalken, die wahrscheinlich zum Muschelkalke oder zum 
untersten Wettersteinkalke zu rechnen sind. Der Nordflügel des 
Breitenkopfes besteht bis in die Tiefe des Gaistales hinab aus hellem 
Wettersteinkalke, dem jede Spur von angelagerten Raibler Schichten 
mangelt. Ebenso wie am Nordgrate der Hochwand sehen wir das 


[31] Geol, Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 48] 


Gefüge der kahlen Felsen durch mächtige, südwärts neigende Rutsch- 
flächen zerschnitten. Von der oberen Platte strebt der Hauptkamm in 
kühn getürmtem Grate zu den Mitterspitzen, welche nach Norden 
einen Seitenkamm entsenden, der im Igelseekopf gipfelt. Mächtige 
Verwerfungen zerteilen dieses Gratstück und heben zwischen rot ver- 
witternden Scharten (Zertrümmerungszonen) hohe Felstürme hervor. 
Diesem Umstande verdankt der Grat seine auffallend reiche Zackung. 
Die Schiehtung tritt in ihrer Deutlichkeit im Bereiche der Mitter- 
spitzen mehr zurück. 

Nach Süden entsendet die westliche Mitterspitze einen kurzen 
Seitengrat, an den sich in der Tiefe ein kleiner Vorberg anschließt. 
Dieser Vorberg besteht aus Hauptdolomit und zwischen ihm und der 
hohen Wettersteinkalkwand zieht ein schmaler Streifen von Raibler 
Schiehten hindurch. Die Wettersteinwand ist von steilen Querver- 
werfungen zerschnitter, so daß die Grenzfläche gegen die Raibler 
Schichten in einzelnen Ecken vorspringt. Rauchwacken fehlen hier im 
Hangenden, der zertrümmerte Hauptdolomit stößt unmittelbar an die 
Schiefer, Oolithe und Sandsteine. 

Im Norden ist der Absturz der Mitterspitzen ein sehr schroffer. 
Am Fuße des Absturzes stellen sich hier als Liegendes des nahezu 
saiger stehenden Wettersteinkalkes ziemlich mächtige, flacher geneigte 
Muschelkalkschichten ein, welche dem Nordhange der oberen Platte 
noch fehlen. Sie bilden einen kleinen Vorsprung unter der hohen Wand, 
an den sich der Nordgrat anlegt, welcher zum Igelseekopf (2219 ın) 
hinausstrebt. An diesem Kamme tritt der eingesunkene Mittelteil des 
Mieminger Gewölbes schon äußerlich scharf hervor, indem er sowohl 
gegen Süden als auch gegen Norden durch tiefe Scharten abgegrenzt 
wird. Im Süden stoßen an die Muschelkalkschichten der Mitterspitzen 
längs einer Störung eine Folge von südfallenden Kalk- und Mergellagen, 
welche nach ihrem petrographischen Bestande sich als Muschelkalk 
erweisen. Wir finden von Süden gegen Norden dünnblättrige Kalke und 
Mergel, dunkelgraue, weißadrige Kalke, dünnblättrige Kalke mit langen 
verschlungenen, federkieldicken Wülsten auf den Schichtflächen sowie 
graue, rötlich verwitternde Kalke. Dieses ganze System fällt ungefähr 
20—30° gegen Süden und bricht mit einer steilen Wand im Norden zu 
einer Scharte ab, deren Grund von gelblichen Rauchwacken einge- 
nommen wird. Nördlich von dieser Scharte erhebt sich eine Gruppe 
steil aufgestellter Schiehtbretter eines festen dunkelgrauen Kalkes, 
welcher unmittelbar dem hellen Wettersteinkalke des Igelseekopfes 
anlagert. 

Diese Anlagerungsfläche ist nun aber eine Verschiebungsfläche, 
welche auf der Ostseite des Kammes 20—25°, auf der Westseite 
dagegen 50—609 gegen Süden fällt. Besonders auf der Ostseite ist 
diese Fläche gut erschlossen und man sieht auf ihrer geglätteten 
Bahn die steil aufgerichteten, verbogenen Schichtplatten aufsitzen. 
Der Wettersteinkalk des Igelseekopfes ist anfangs nur wenig (5°) 
gegen Norden geneigt, jedoch vergrößert sich seine Neigung in dieser 
Richtung talab bis etwa 20°. Immerhin ist seine Schichtneigung gegen 
die der benachbarten Seitenkämme (Breitenkopf 2478 m und Taja- 
kopf 2461 m) eine erheblich geringere. Damit im Einklang steht auch 

62* 


482 Dr. ©. Ampferer. [32] 


seine um mehr als 200 m niedrigere Frhebung (2210 m). Ebenso wie 
dem Breitenkopfe sind auch ihm im Norden keine Raibler Schichten 
angelagert. Allerdings verhüllen hier mächtige glaziale Ablagerungen 
in der Umgebung des Igelsees das anstehende Gebirge, indessen 
sehen wir etwas nördlich wieder den Wettersteinkalk emportauchen, 
welcher hier zwischen Gaistal und dem Sattel der Pestkapelle einen 
Scheiderücken bildet. Dadurch wird gezeigt, daß dem Mieminger 
Sattel auch hier im Norden eine Mulde angegliedert ist, aus welcher 
jedoch der Kern von Raibler Schichten und Hauptdolomit heraus- 
erodiert wurde, der im östlichen Abschnitt des Gaistales sich noch 
darin befindet. Die Ursache dieser Erosion ist in der starken Hebung 
der Muldensohle gegen Westen zu erblicken, welche bemerkenswert 


Fig. 10. 
Gamswanrnele 
(West. GriesIp.) 
5 © 
WankBerg 
2210 m 
Städtel Törl w 
/, 20ROM 
hd 

w2 

EEIZ, 

W — Wettersteinkalk. — WD — Wettersteindolomit. — Ad — Hauptdolomit. 


genug ganz gleichsinnig mit jener des Wettersteingebirges verläuft. 
Auch dort sehen wir die Mulde des Reintales gegen Westen immer 
höher emporgehoben. 

In dem Igelskar (zwischen Breitenkopf und Igelseekopf) begegnen 
wir einer Trennungslinie von hellem nordfallenden Wettersteinkalk und 
dunklerem südfallenden Muschelkalk, welche ungefähr die Störungs- 
fläche des Igelseekopfes mit jener des Breitenkopfes verbindet. 
So besteht das ganze innere Kar aus Muschelkalk, während die 
vorderen Abhänge von Wettersteinkalk gebildet werden. Entlang der 
Westseite des Kammes des Iglseekopfes verläuft. eine Verwerfung, 
welche von den Mitterspitzen durch die ganze Nordwand herabschneidet. 

Von den zerhackten Mitterspitzen hebt sich der Hauptkamm 
nach einer Einschartung zu den Griesspitzen, den höchsten Gipfeln 
des Mieminger Gebirges, empor (2759 m, 2744 m). 


[33] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 483 


Jenseits der Griesspitzen bricht der Hauptkamm zum Grünstein- 
törl nieder, das durch mächtige Verwerfungen eingebrochen wird. 

Gegen Süden stürzen die Griesspitzen in steilen Wänden nieder, 
in denen jedoch in einer Karmulde ein kleiner Gletscher sich zu 
halten vermag. Gegen den Städtelbachquellgrund beträgt die Höhe 
der Wettersteinwand hier über 1300 m. Während wir noch am Südfuße 
der Mitterspitzen eine deutlich entwickelte Zone von Raibler Schichten 
antreffen, fehlt eine solehe im Süden der Griesspitzen. Den Fuß der 
Wände begleiten gewaltige Schuttstreifen, welche einen Graben 
zwischen dem Wettersteinkalke und den Hauptdolomitschichten des 
Wankberges erfüllen. Am Städteltörl schließt der große Seitenkamm 
des Wankberges an die Südwand der Griesspitzen. Der meist unge- 
schiehtete Wettersteinkalk der letzteren geht im Süden in einen 
schichtungsarmen, weißlichen, kristallinen Dolomit über, welcher 
manchmal dem Schlerndolomit im Aussehen ähnlich wird. Er ver- 
breitet beim Zerschlagen keinen bituminösen Geruch. Dieser Wetter- 
steindolomit, den wir im Karwendel häufig als Vertreter der obersten 
Horizonte des Wettersteinkalkes gefunden haben, nimmt hier die 
unteren Südhänge der Griesspitzen und des Grünsteines ein. Am 
Städteltörl (Fig. 10) stößt nun dieser Dolomit an ganz zertrümmerten 
bituminösen Hauptdolomit, welcher südlich der Einschartung in feste, 
50—60°% südfallende Platten übergeht. Aus einzelnen Schichtfugen 
zu schließen, steht der Wettersteindolomit saiger und bildet so mit 
dem Hauptdolomit einen Winkel von 40--30°. Steigt man den ge- 
waltigen Schuttgraben im Osten des Städteltörls hinunter, so sieht 
man an zwei Stellen ganz an die Wettersteinwand gepreßte kleine 
Fetzen von dunklen Raibler Kalken, Mergeln und Rauchwacken. Am 
Westhang des Städteltörls ist zwischen Haupt- und Wettersteindolomit 
alles verschüttet. Mögen auch die Schutthalden das meiste verhüllen, 
so geht doch aus den vorhandenen Aufschlüssen hervor, daß die 
Raibler Schichten eine stark gestörte Stellung einnehmen und stellen- 
weise ganz verschwinden. 

In der Nordwand der Griesspitzen treten im unteren Teile die 
liegenden Muschelkalkschichten besonders deutlich hervor. Sie treten 
am Fuße der Nordwand an jenem Sporn hervor, der ins Prantlkar 
vorspringt, und ziehen dann bis zum Grünsteintörl, wo sie von Quer- 
verwerfungen abgeschnitten werden. Ihr Schichtbestand ist am besten 
an dem Nordgrate erschlossen, der zum Tajatörl herabsetzt. Diese 
Einschartung liegt ganz in einer porösen gelblichen Rauchwacke, 
welche auch den nördlich aufragenden Gratturm zusammensetzt. 
Südlich der Scharte beginnt die Serie des etwa 80° gegen Südost 
fallenden Muschelkalkes mit einem dunklen, wildzerklüfteten, fast 
ungeschichteten Kalk (10 m). Darauf in einem Einschnitt leicht ver- 
witternde, dunkle, dünnschichtige, knorpelige Kalke. Auf ihren Schicht- 
flächen sind Wülste und gelblicher Mergelbelag (10 m). Darüber 
schwärzlichei’ Kalk, der im Bruche glänzende Kristallflächen zeigt 
(24 m). Eine’hochaufragende Wand von lichtem festen Kalk (15 m) 
und knollige Kalke (4 m) folgen dahinter. Diese letzteren enthalten 
zahlreiche Crinoidenquerschnitte und außerdem Spuren von Rhyn- 
chonellen. Daran schließen sich eine Bank hellgrauen Kalkes (S—10 m), 


484 Dr. 0. Ampferer. [34] 


dünnschichtige, hornsteinreiche Knollenkalke, welche unten melhır 
schwarz, oben rot gefärbt sind (12 m). Diese Knollenkalke führen 
zwischen den Schichtfugen gleichfarbige Mergellagen. Lichtgrauer, 
dünngeschichteter Kalk (15 m) sowie dunkle Kalke bilden den Über- 
gang zu den mächtigen Wettersteinkalkmassen. 

Verfolgen wir den vom Tajatörl gegen Norden hinausstrahlenden 
Seitenkamm, so finden wir nördlich der gelben Rauchwacke einen 
Grathöcker, der großenteils aus einem hellen Kalke aufgebaut wird. 
An seiner Nordseite liegt zertrümmerter bituminöser Dolomit angepreßt, 
welcher etwa 120 m lang den Grat beherrscht. Dieses Gestein ist 
innerlich vollständig zu Grus zerrieben und zerfällt daher bei jedem 
kräftigeren Stoß. Dieser Dolomit stößt im Norden wieder an hellen 
Wettersteinkalk, welcher den südlichen Tajakopf (2408 m) bildet. 
Die Fläche, längs welcher der Dolomit an den Wettersteinkalk grenzt, 
streicht von Nordosten gegen Südwesten quer über den Grat und 
zeigt ein steiles, gegen Südost gerichtetes Einfallen. Der mächtige 
Klotz des südlichen Tajakopfes besteht auf der Ostseite nur aus 
Wettersteinkalk, dagegen tritt an seiner Westseite in der Tiefe wieder 
Muschelkalk hervor. 

Da dieses Vorkommen von Muschelkalk nicht unmittelbar mit 
dem Wettersteinkalke des südlichen Tajakopfes in Berührung kommt, 
beruht die Annahme, daß es in dessen Liegendes gehöre und somit 
der südliche Tajakopf ein Gewölbe darstelle, lediglich auf Analogie- 
schlüssen mit den daran grenzenden westlicheren Aufschlüssen. Schon 
am Drachensee und noch viel deutlicher am nördlichen Drachenkopf 
bildet die Fortsetzung des südlichen Tajakopfes ein Gewölbe mit einem 
Muschelkalkkern. 

Gegen Osten springt vom südlichen Tajakopf ein Felssporn 
hinaus, der senkrechte Schichtung bei einem Streichen von Nordwest — 
Südost aufweist. Der ganze übrige Wettersteinkalk entbehrt der 
Schichtung. 

Auf der Westseite ist oberhalb des Drachensees das Becken 
eines kleineren verlandeten Sees erhalten. Auf der Östeite dieses 
Beckens treten nun flachgelagerte, hornsteinreiche Knollenkalke des 
Muschelkalkes hervor. 

Gegen Norden bricht der südliche Tajakopf mit schroffer Wand 
in eine breite Scharte hinab, deren Grund wieder hauptsächlich von 
gelbgrauen Rauchwacken ausgefüllt wird, welche einzelne Kalkrippen 
enthalten. 

Von dieser Scharte ziehen nach Osten und Westen breite Furchen 
bis in die beiderseits angrenzenden Kare hinunter. Die östliche, viel 
breitere Furche ist ganz von Schutt und Trümmerwerk erfüllt, wogegen 
die westliche sehr interessante Aufschlüsse bietet. Die südliche Be- 
grenzung der Furche bildet der helle Wettersteinkalk des südlichen 
Tajakopfes, der mit einer ungefähr 40% gegen Norden geneigten 
Fläche abfällt. Die nördliche Begrenzung wird durch eine mächtige 
steil aufgerichtete Serie von Muschelkalkgesteinen gegeben, die von 
einer großen, schief liegenden Schubfläche abgeschnitten werden, 
welche ungefähr parallel mit der Grenzfläche des Wettersteinkalkes 
des südlichen Tajakopfes verläuft. Der Raum zwischen diesen beiden 


[35] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 485 


Flächen wird nun im unteren Teile der Furche von einem arg zer- 
drückten, bräunlichen, stark bituminösen Dolomit, im oberen von 
einem Haufwerk von Raibler Gesteinen erfüllt. Die Raibler Schichten 
umfassen Sandsteine mit Kohlenspuren, Oolithe, schwarze Kalke mit 
Wülsten, schwarze Kalke mit weißen Adern, brececiöse Dolomite und 
Rauchwacken. Auf den gelblichen Schichtflächen dunkler Kalke wittern 
Versteinerungen hervor, unter denen sich Cardita Gümbeli und Ostrea 
montis caprilis sicher erkennen lassen. Die Lagerung ist eine sehr 
gestörte.. An der Scharte herrschen die Rauchwacken vor. Etwa 
80 —100 m tiefer liegen auf der Südseite der Furche die besten 
Aufschlüsse von Sandsteinen und Kalken. Der nördliche Tajakopf 
besteht aus steil nordfallenden gewundenen Muschelkalkschichten, an 
die sich undeutlich geschichteter Wettersteinkalk schmiegt. Dieser 
Wettersteinkalk setzt in steiler Wand zur Stufe der Seebenalpe nieder. 
Die mächtigen Felsabbrüche im Norden dieser Alpe zeigen uns wieder 
hellen Wettersteinkalk, der eine sehr flache Lagerung einnimmt. Wir 
haben darin den hest der angegliederten Gaistalmulde vor uns, welche 
westlich im Norden der Sonnenspitze noch einmal einen etwas voll- 
ständigeren Umriß gewinnt. 

Die Muschelkalkserie des nördlichen Tajakopfes ist eine reiche 
Folge von verschiedenen, leider an Fossilien armen Gesteinslagen. 
Die härteren dickbankigen Kalke bilden vorspringende Rippen, zwischen 
denen die dünngeschichteten, mit Mergeln wechsellagernden Kalklagen 
als Schluchten eingewittert sind. Die ganze Serie ist in Schlangen- 
windungen verbogen und von zahlreichen Rutschflächen entlang den 
Grenzen weicherer und härterer Gesteinszonen zerschnitten. 

Um einen Einblick in die Zusammensetzung dieser mächtigen 
Serie zu erlangen, benutzen wir die Aufschlüsse der Westseite und 
gehen von dem nördlichen Wettersteinkalke aus. 

An die hellen Kalkmassen, die vom Nordgipfel des nördlichen 
Tajakopfes gegen den Seebensee in gewelltem Schwunge herabziehen, 
legen sich dunklere, feste, graue Kalke. Dieselben nehmen gegen 
oben Schichtung an und bilden eine mächtig vorspringende Mauer, 
welche eine Schlucht begrenzt. Im Grunde dieser Schlucht treten 
dünngesehichtete, dunkle Knollenkalke, dann Kalke, welche auf den 
Schichtflächen verschlungene dünne Wülste tragen, sowie Knollen- 
kalke mit schwarzen und grünen Mergellagen zutage. Diese dünn- 
geschichteten Kalke sind kräftig verbogen, geknickt und häufig ver- 
worfen. Die 15—40 m breite Schlucht hat grobenteils Rutschwände 
zur Einfassung. 

Der südliche Abschluß dieser Schlucht wird durch einen Fels- 
sporn gegeben, der unten über 60 m breit ist, nach oben sich immer 
mehr verschmälert und endlich ganz verschwindet. Dieser Sporn 
besteht im nördlichen Teile noch aus dunklen harten Knollenbänken, im 
südlichen aus einem ungeschichteten hellgrauen Kalk, an den im 
untersten Tefle ein Fetzen von bituminösem Dolomit angepreßt liegt. 
Die Schlucht, welche auf diesen Felssporn folgt, besteht wiederum 
in fast gleicher Zusammenstellung aus verschiedenartigen dünnge- 
schichteten Knollenkalken. Sie ist etwa 35 m breit und zeigt ebenfalls 
lebhafte Schiehtenbiegungen und Rutschflächen an den Seitenwänden. 


486 Dr. ©. Ampferer. [36] 


Die Südbegrenzung dieser Schlucht bildet eine dicke, dunkle, 
sraue Kalkmasse, welche nur im nördlichen Teile Schichtung aufweist. 
Der Fuß dieser Kalkmasse wird von der großen Schubfläche abge- 
schnitten, längs der bituminöser, bräunlicher Dolomit darangrenzt. 
Die Mächtigkeit dieses Kalkkeiles verringert sich von etwa SO ın in 
der Tiefe bis auf 50 m am Grat. Die Schubfläche ist am Fuße dieses 
Kalkkeiles ausgezeichnet scharf entwickelt und die Rutschstreifen 
verlaufen in der Richtung vom Berg gegen das Tal. An manchen 
Stellen nahe der Rutschfläche ist auch der Kalk bituminös. 

Südlich dieses Kalkzuges stellt sich nochmals eine Zone von 
dünngeschichteten, meist knolligen Kalken ein, die bis zur Scharte 
zwischen nördlichem und südlichem Tajakopf emporreicht. 

Steigen wir von der Rauchwackenscharte zum Gipfel des nörd- 
lichen Tajakopfes empor, so begegnen wir nach den Rauchwacken 
bituminösen, grauen Kalken, dünnschichtigen, dunkelgrauen Kalken 
mit zahlreichen verschlungenen schmalen Wülsten, grauen Kalken und 
endlich einer sehr mächtigen Folge von dunklen Knollenkalken mit 
reichlichen Hornsteinknauern. Diese Knollenbänke nehmen auch auf 
der Gratschneide noch kühn gebogene Stellungen ein. Der südliche 
Gipfel wird ausschließlich von diesen Knollenkalken aufgebaut. Eine 
wilde Scharte trennt ihn vom nördlichen Gipfel, der aus ungeheuren 
Blöcken von Wettersteinkalk besteht. Längs der Scharte zieht eine 
ungefähr ostwestlich streichende Störungszone zwischen Wetterstein- 
kalk und Muschelkalk hindurch. 

Wir haben nach diesen Angaben am nördlichen Tajakopf einen 
dreifachen Wechsel zwischen mächtigen, fast ungeschichteten grauen 
Kalkzügen, welche eine ähnliche Verwitterungsfarbe wie Wetterstein- 
kalk besitzen, und dunklen, dünnschichtigen, meist knolligen Kalken 
mit Mergeleinlagen. Es läge nahe, darin den Ausdruck von Schuppen- 
struktur zu finden, doch scheint mir eher nur eine Schichtserie, 
vorzuliegen, in der ein Wechsel von petrographisch ähnlichen Ge- 
steinen vorliegt. Die Schichtstörungen lassen sich auch aus dem 
Wechsel von nachgiebigen und härteren Gesteinslagen erklären. Auch 
das rasche Wechseln in der Mächtigkeit der großen Kalklinsen zwischen 
den dünnschichtigen Kalken scheint dafür zu sprechen. Außerdem 
werden wir ähnlich reichen Schichtverbänden in der Nähe an den 
Mariabergspitzen und am Wanneck begegnen. 

Bevor wir nun die geologischen Verhältnisse der Umgebung des 
Drachen- und Seebensees besprechen, müssen die des Hauptkammes 
vom Grünsteintörl bis zu den Mariabergspitzen erläutert werden. 

Der Einschnitt des Grünsteintörls ist ein tektonischer und der 
Aufbau des Hauptkammes zu beiden Seiten ein verschiedener. Der 
Westgrat der Griesspitzen bricht in steiler Wand zu der Einschartung 
herab, die von einer Anzahl von Felstürmen besetzt wird. Der Muschel- 
kalkzug der Nordwand bildet den untersten Teil des Grates und streicht 
über denselben auf die Südseite der Scharte, wo er an einer Quer- 
verwerfung abgeschnitten wird. Auf der Grathöhe schieben sich 
zwischen diesen vorzüglich aus Knollenkalken bestehenden Muschel- 
kalkstreifen und die tiefste Scharte mehrere kleine Felstürme ein, 
die durelı Rutschflächen voneinander geschieden werden. Die öst- 


’ 


“, Wem 
Fa Au 


[137] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 487 


lichste Zackengruppe wird von schwarzen Knollenkalken mit schwarzen, 
grünen, seltener roten Mergellagen aufgebaut. Die drei kleineren, 
westlich daranstoßenden Zacken bestehen aus hellgrauem Kalk, der 
letzte niedrige Höcker vor der Scharte aus zerdrücktem bituminösem 
Dolomit. Die Scharte wird ebenfalls von diesem Dolomit ausgekleidet, 
welcher auf beiden Abhängen der Scharte bis zu den geschlossenen 
Schutthalden hinabreicht. An der Nordseite zieht er sich am Fuße 
der Kalktürme längs einer Rutschfläche gegen Osten. An der West- 
seite der Scharte baut er einen kleinen Höcker auf, an den der kühne, 
aus hellem Wettersteinkalk bestehende Grünsteinturm stößt. Auch 
dieser Turm ist von den westlich aufragenden Grünsteinköpfen durch 
eine Spalte abgetrennt. An der Südseite wird dieser große Turm noch 
eine Strecke weit von dem Dolomit der Scharte umgriffen. Jenseits des 
Grünsteinturmes erhebt sich der Hauptkamm wieder und leitet über 
die Grünsteinköpfe zum Gipfel des Grünsteines (2667 m). Dieser Kamm 
zeigt keine scharfen, hochzackigen Formen, sondern einen mehr 
treppenförmigen Anstieg. Flache, gegen Westen zu immer höhere 
Gratstücke, getrennt durch scharfe Einrisse, liegen hier vor. An der 
obersten großen Einschartung, wo eine gangbare Schneerinne von 
Norden heraufreicht, ist ein bituminöser zerdrückter Dolomit einge- 
lagert. In den Bau dieses Bergkammes gewähren die Nordabstürze 
den besten Einblick. Wir finden hier eine Anzahl von ungefähr 
parallelen senkrechten Querverwerfungen vor, welche die Bergmasse 
in einzelne verschieden hohe Stücke zerlegen. Die Schichtung ist 
eine flach südfallende und am Wandsockel treten hie und da noch 
Teile des liegenden Muschelkalkes hervor. An diesen Muschelkalk- 
sohlen verrät sich am deutlichsten das NIERUERTOTEnen Emporrücken 
der einzelnen Bergschollen gegen Westen. 

Der Südabfall des Grünsteinkammes wird von meist undeutlich 
geschichtetem Wettersteinkalk und Dolomit eingenommen. Die breite 
Furche, welche vom Grünsteintörl in die Hölle hinabzieht, ist von 
Verwerfungswänden eingefaßt. Von der Hölle zieht am Südfuße des 
Grünsteinkammes eine breite Schuttgasse zur Scharte zwischen Grün- 
stein und Höllkopf empor. Unter ihrem Schuttstrome müßten die 
Raibler Schichten liegen, falls sie nicht überhaupt fehlen. An der 
Scharte nördlich des Höllkopfes finden wir sie nur durch Rauchwacken 
vertreten. Ebenso wie am Wankberg fällt auch hier der Haupt- 
dolomit flacher (30—40°) von der steil aufragenden Wettersteinkalk- 
wand gegen Süden. Der Wettersteinkalk des Grünsteinkammes dürfte 
nach den Aufschlüssen an der Westwand des Grünsteines gegen Süden 
seine Neigung sehr versteilen. Wie wir schon erwähnt haben, heben sich 
die einzelnen Bergschollen ruckweise gegen Westen, so daß diejenige, 
welche den Gipfel] des Grünsteines trägt, am höchsten liegt. An diese 
Scholle ist nun im Norden der niedrige, aber scharf gezackte Grat der 
Drachenköpfe (Fig. 11) angelehnt. Eine schmale Scharte trennt ihn von 
der Nordwand des Grünsteines, deren untere Hälfte von Muschelkalk 
gebildet wird. In der Scharte sehen wir diese flach gelagerten 
Muschelkalkbänke mit steil nordfallenden zusammenstoßen, welche 
gegen den südlichen Drachenkopf zu ein Vorwerk wilder Schicht- 
bretter aufrichten. Es sind dunkelgraue Knollenkalke, welche unter 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Dr. O. Ampferer.) 63 


a) 
[e.0) 
an 
1} 


Dr. 0. Ampferer. 


488 


Fig. 11. 


Grünsteın 
2667 m 


Nordl. Süd. 


Drachenkopf 
2304. m ae 


HOIIKojof 
227m. 


MK —= Muschelkalk. — W= Wettersteinkalk. — Rw = Rauchwacke. — Il — 


21:25000 


Hauptdolomit. 


[39] Geo]. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 489 


den Wettersteinkalk des südlichen Drachenkopfes steil hinabtauchen. 
Der Kamm der Drachenköpfe wird von mehreren steilen Spalten 
durchquert und besteht auf der Westseite ganz aus Wettersteinkalk, 
während auf der Ostseite unter dem Gipfel des nördlichen Drachen- 
kopfes ein deutlich ausgeprägtes einseitiges Gewölbe von Muschelkalk 
vorschaut. Sein Nordflügel ist ein wenig gegen Norden überkippt, 
der Südflügel dagegen liegt ganz flach. Dieses Gerölle zeigt uns 
auch in deutlicher Weise, wie die Lagerung der Schichten in der 
Umgebung des Drachensees aufzufassen ist. Dieser See liegt östlich 
von diesem Gewölbe des nördlichen Drachenkopfes, und wird auf 
allen Seiten von ziemlich steilen Felsufern eingefaßt. Die Süd- 
sowie teilweise die West- und Ostumrandung bilden hornsteinreiche 
Knollenkalke des Muschelkalkes, während die Nord- sowie teilweise 
die Ost- und Westgrenze heller und dunkler graue Kalke aus- 
machen. 

Wo an der Südostecke des Sees der Abfluß des kleinen über 
der Stufe gelegenen Schmelzwassersees herabfließt, schneidet eine 
kleine Verwerfung ungefähr parallel mit dem Ostufer herab, die 
hellgrauen Kalk an die hornsteinreichen Knollenkalke wirft. Die 
Stufe im Süden des Sees besteht aus flachgewölbten Knollenkalken, 
welche von kleinen Sprüngen zerteilt werden. Die Nordschwelle des 
Drachensees bilden saiger stehende dunkelgraue, oft bituminöse 
Kalke, welche Hornstein enthalten. Die unteren Teile dieser Stufe 
segen den Seebensee bestehen wieder aus hellen Kalken. Abgesehen 
von kleinen Unregelmäßigkeiten, fügen sich die Aufschlüsse um den 
Drachensee zum Bilde eines Gewölbes zusammen, dessen Südflügel 
flach liegt, während der Nordflügel (die Nordschwelle des Sees) 
saiger steht. Die Querverwerfungen, welche wir südlich an der 
Nordwand der Grünsteinköpfe gefunden haben, zerschneiden auch 
noch dieses Gewölbe, in dem der Drachensee eingetieft liegt. 

Vom zackigen Scheitel des Grünsteines sinkt der Hauptkamm 
zur östlichen Mariabergscharte hinab. Jenseits derselben erheben 
sich die beiden kühn geschnittenen Mariabergspitzen, welche in steiler 
Flucht zum tiefen und breiten Mariabergjöch (1796 m) abbrechen. 
An der östlichen Mariabergscharte übersetzt der Muschelkalkzug 
der Grünsteinnordwand den Kamm und fällt in einer Neigung von 
30—40° in der Schlucht zwischen dem Westecke des Grünsteines und 
der östlichen Mariabergspitze gegen Süden. Uber diese Scharte 
streicht entlang der Ostwand der östlichen Mariabergspitze eine 
bedeutende Querverwerfung. Während nun östlich von derselben 
Muschelkalk und Wettersteinkalk des Grünsteines gegen Süden abfällt, 
neigt dieselbe Schichtfolge westlich im Gebiete der Mariabergspitzen 
gegen Norden. Daher treffen wir in der Nordwand dieser letzteren 
Gipfel nur Wettersteinkalk, wogegen in der Südwand die Muschel- 
kalkschichten, mit Ausnahme der Gipfelkappen, das ganze untere 
Gehänge aurbauen. An der Scharte zwischen den beiden Gipfeln 
schneidet wieder eine Querverwerfung durch, welche eine höher 
gehobene westliche Scholle von einer etwas tieferen östlichen scheidet. 
Die Muschelkalkschichten der Mariabergspitzen bilden jedoch keine 
einfache Unterlage, sondern sind zu einer Falte zusammengedrückt, 

63* 


490 Dr. O. Ampferer. [40] 


welche besonders deutlich in den Westwänden durch Lagen dunklerer 
und hellerer Kalkzüge hervortritt. 

Diese Falte, in welche die Schichten der westlichen Mariaberg- 
spitze gelegt wurde, erinnert sehr an die Verbiegungen der Muschel- 
kalkschichten des Tajakopfes, nur daß sie hier kräftiger ausgebuchtet 
sind. Da die Schichten der westlichen Mariabergspitze gegen Nord- 
westen streichen, bietet die Nordwestwand einen fast senkrechten 
(Juerschnitt dar, während die Westwand schräg zum Schichtenstreichen 
verläuft. Darauf beruht die Erscheinung, daß die Faltung der 
Schichten in der Nordwestwand weit weniger stark ausgebogen und 
nicht so spitzwinklig wie in der Westwand erscheint. In der Nord- 
wand der westlichen Mariabergspitze ist auch zwischen Muschelkalk 
und Wettersteinkalk ein Keil von Partnachschichten eingeschaltet, 
welche im übrigen Mieminger Gebirge sonst nirgends so entwickelt 
ist. Es ist eine mächtige Lage von schwarzen Mergeln, welche von 
vier schmalen, etwa 1 m breiten Kalkzügen durchschnürt werden. 
Was den großen Aufschluß interessant macht, ist der Umstand, daß 
gerade eine Stelle vorliegt, wo man in klarer Weise verfolgen kann, 
wie die Tonschiefer zwischen den Kalklagen ausspitzen, während sich 
diese verdicken und endlich zusammenwachsen. Wir haben hier 
gerade eine Faziesgrenze vor uns, welche zeigt, wie die Tonschiefer 
der Partnachschichten in dunkelgraue Kalke übergehen, welche 
wiederum ihrerseits mit den auflagernden hellen Wettersteinkalken 
engstens verbunden sind. Ähnliche Verhältnisse haben wir bereits 
im Karwendelgebirge gefunden, jedoch ist dort der Übergang der 
Mergel in die Kalkfazies nirgends so klar erschlossen. Von der 
westlichen Mariabergspitze zweigt nach Norden ein Seitenkamm ab, 
dem zwischen tiefen Scharten hohe kühne Felsgipfel entragen. Eine 
tiefe, schmale, ungangbare Scharte (Schwärzscharte) löst den mächtigen 
Kamm des Wampeten Schrofen (2518 m) von der westlichen Maria- 
bergspitze ab. Eine Verwerfung schneidet an dieser Scharte in das 
Gefüge der Felsen. Der Wampete Schrofen wird vorzüglich von 
Wettersteinkalk aufgebaut, welches Gestein auf seiner Ostseite aus- 
schließlich zutage tritt, während an der Westseite am Fuße der Wand 
über den Tonschiefern der Partnachschichten noch dunkle ge- 
schichtete Kalke vortreten. Wenn wir von den Westhängen des 
Wampeten Schrofen bis zum Mariabergjoch hinüberqueren, können 
wir ein vollständiges Profil vom Wettersteinkalk bis zum Muschelkalk 
verfolgen. Wie schon erwähnt, besteht der Wampete Schrofen aus 
hellem Wettersteinkalk, welcher von meist ost-westlich streichenden, 
steil stehenden Verwerfungen zerschnitten wird. Längs der Schlucht nun, 
welche an der Südwestseite dieses Berges zur Schwärzscharte empor- 
zieht, stellen sich an der Basis des fast ungeschichteten lichtgrauen, oft 
gelblichen Wettersteinkalkes deutlich geschichtete dunkelgraue Kalke 
ein, welche in ihrem Liegenden dünnbankig werden und knollige Schicht- 
flächen annehmen. Die knolligen Platten grenzen unmittelbar an die 
Mergel der Partnachschichten, welche eine größte Mächtigkeit von etwa 
100 m erreichen. Es sind grauschwarze, muschelig splitternde, feste oder 
weichere, glänzende, dünnblättrige, eng gefältelte Mergel, welche zahl- 
reiche linsenförmige Einlagen von schwarzem Mergelkalk enthalten. 


[41] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 491 


Diese Einlagen besitzen eine gelbliche Verwitterungsfarbe, einen scharf 
muscheligen Bruch und keilen sehr rasch zwischen den Mergeln aus. 
Die härteren Teile der Mergelzüge zerfallen beim geringsten Schlag 
in eine Unmenge scharfer Griftelsplitter, welche in den daraus ge- 
bildeten Schutthalden oft die Feinheit einer Spreu von Kiefernadeln 
erlangen. Von Sandsteinen ist keine Spur vorhanden. Die vier 
schmalen Kalkzüge, welche in ungefähr gleichen Abständen die 
Mergelmassen durchziehen, verwittern ganz hellgrau und sind im 
Bruch dunkelgrau. An ihnen treten die Verbiegungen besonders 
deutlich hervor. Das Streichen richtet sich gegen Nordwesten und 
das Fallen beträgt im Durchschnitt 40% gegen Nordost. 

In der halben Höhe der Nordwand der westlichen Mariaberg- 
spitze keilen die Mergellagen zwischen den Kalkzügen aus, welche 
sich mit den dunklen geschichteten Kalken im Hangenden der 
Mergel vereinigen. 

Das Liegende der Partnachmergel bilden mächtige, dicke Bänke 
von dunkelgrauem Kalk. Die Schichtung tritt in ihrem Bereiche 
sehr zurück, so daß man aus der Ferne eine geschlossene Schicht- 
platte vor sich zu haben meint. Die Mächtigkeit schwankt von 
30—8S0 m. An diese dicke Kalkmasse legen sich dünnschichtige 
schwarze Knollenkalke, welche Kieselknauern enthalten und zwischen 
den Schichtfugen dünne Mergellagen aufweisen. Das Liegende dieser 
dünnschichtigen Gruppe bildet wieder ein mächtiger Keil von dunkel- 
srauem, dickbankigem Kalk, welcher hellgrau verwittert. Seine Mäch- 
tigkeit schwillt von unten nach oben am Berghang rasch an und 
ab. Eine Folge von dünngeschichteten Knollen und Wulstkalken mit 
Mergeleinlagen schließt sich an diese Kalkmasse an. 

Mit dieser Schichtfolge gelangen wir bereits auf den Haupt- 
kamm. Die vorhin erwähnte mächtige, rasch auskeilende Kalkmasse 
bildet den etwas gegen Norden vorspringenden Punkt (2123 m), unter 
welchem die Knollen- und Wulstkalke auf die Südwestseite herüber- 
streichen. Hier zeigen sie durch den schiefen Anschnitt dieser Wand- 
fläche eine spitzwinklige, aufrechtstehende Faltzeichnung. Folgen wir 
dem letzterwähnten Zuge dünngeschichteter Knollen- und Wulstkalke, 
so sehen wir in seinem Liegenden noch eine große, wenig geschichtete 
Masse grauer Kalke auftreten. Wir haben also auch hier, ebenso 
wie am nördlichen Tajakopf einen mehrfachen Wechsel von dünn- 
schichtigen, knolligen, wulstigen, oft an Hornstein reichen Kalken, 
welche dünne Mergellagen enthalten mit großen, diekgebankten, rasch 
in ihrer Mächtigkeit schwankenden Kalkmassen. Auch hier sind 
zahlreiche Rutschflächen vorhanden, jedoch verbietet die lebhafte 
und einheitliche Faltung des ganzen Schichtsystems die Annahme 
einer mehrfachen UÜberschiebung, da eine grobe Bewegung längs 
der stark gebogenen Schichtflächen unmöglich ist. Die Rutschflächen, 
welche nur eine untergeordnete Bedeutung erlangen, verlaufen aber 
meist entlang von Schichtgrenzen. Der Wechsel ähnlicher Schicht- 
folgen ist ein ursprünglicher, schon in der Ablagerung begründeter. 
Der Fuß der Mariabergspitzen ist an der Südwestseite völlig in Schutt 
begraben, dagegen zeigt uns der Nordhang des Verbindungskammes 
zum Mariabergjoch, daß der Muschelkalk längs einer bedeutenden 


Dr. OÖ. Ampferer. [42] 


492 


21300 m u 62 
Cha NN 


Z 


Fig. 12. 


Wampeter yes. Marienberg Sm. 


Schrofen 
Sonnen Sp. 251dın 254 ÜTRn 
Ruh ; . 
”  BiberwiererScharte 
2001 ım 
Ü 
CA 3 
| 
x Vi 3 W BD = HR rt 
AK iR» 
W 
en) Nach den Ju fschlüässen der Westseite 
2°0 
h 7:25000 
MK = Muschelkalk. — P= Partnachmergel. — W = Wettersteinkalk. — R = Raibler Schichten. — 


L=Lias. — J= oberer Jura. 


[43] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 493 


Störungszone an zertrümmerten bituminösen Dolomit grenzt. Etwas 
westlich von Punkt 2123 m schneidet diese Störung bei 2050 m den 
Hauptkamm und senkt sich in nordwestlicher Richtung ganz bis in 
die Schlucht hinab, welche von der Schwärzscharte zwischen Schacht- 
kopf und Bremsstadelkopf herabzieht. Sie ist hier von 2050 m bis 
1600 m Höhe aufgeschlossen, während sie auf der Südseite des 
Kammes ganz verschüttet ist. Ein zerdrückter dunkler Kalk stößt 
mit zerriebenem Dolomit zusammen, der erst in einiger Entfernung 
von der Störungszone Schichtung zeigt. Die Schichtung neigt sich 
bei einem nach Nordwest gerichteten Streichen gegen die Störungs- 
fläche, und zwar in der Nähe des Kammes steiler (60°), tiefer unten 
flacher (20—30°%). Im einzelnen wechselt Streichen und Fallen 
sprunghaft. Dieser Dolomitstreifen, welcher auf der Kammhöhe gegen 
das Mariabergjoch von 2050 m bis 1900 m Höhe ansteht, wird auch 
auf seiner Nordwestseite wieder von einer Störung begrenzt, welche 
mit der ersteren ungenau parallel verläuft. 

Entlang dieser Störungszone stößt nun der Dolomitstreifen an 
ein neues gegen Südwesten streichendes Schichtsystem, das auf der 
Kammhöhe mit einer flach lagernden Scholle von roten, grünen Mergeln 
und Kalken, grünen, grauen, dünnschuppigen Kalken, blutroten und 
schwarzgrünen Hornsteinbänken und grauen Mergeln beginnt. Tiefer 
auf der Nordseite stellen sich Kössener Schichten und Hauptdolomit 
ein. Bevor wir aber nun näher auf die Beschreibung dieser Schicht- 
gruppe eingehen können, muß noch der Seitenkamm der westlichen 
Mariabergspitze (Fig. 12) zur Darstellung gelangen. Der Wampete 
Schrofen senkt sich gegen Norden zur Bieberwierer Scharte (2001 m) ab, 
von der sich der Kamm zur schlankgeformten Ehrwalder Sonnenspitze 
(2414 m) aufschwingt. Diese Scharte ist von mächtigen Bruchzonen 
begleitet, zwischen denen verschiedene Schichtlappen eingeschlossen 
sind. Der Nordgrat des Wampeten Schrofens bildet den zackigen 
Schartenkopf (2336 m), welcher sich mit seinen saiger stehenden 
Wettersteinkalkschichten unmittelbar über der Scharte erhebt. Fine 
glatte überhängende Rutschwand schneidet diesen lichten, weiblich bis 
selblichgrauen Wettersteinkalk an der Scharte ab. Die Westseite der- 
selben gewährt keine Aufschlüsse, da mächtige Schuttwälle über das 
Grundgebirge gebreitet liegen. Grobes Blockwerk von Wettersteinkalk 
füllt die Schwelle der Scharte an. An der steilen, schluchtartigen 
Nordwestseite erkennen wir, daß Rauchwacken und arg zertrümmerter 
bituminöser Dolomit (eine Dolomitbreecie) den Grund der Scharte 
ausfüllen, während nördlich hoch darüber aufragend Muschelkalk- 
platten hereinstreben. Es sind Knollenkalke, durchwachsen von Horn- 
steinknauern, welche von grünen und schwarzen Mergellagen gebändert 
werden. Dieselben sind steil aufgebogen und streichen an der Ost- 
seite der Scharte ungefähr ostwestlich, wogegen sie auf der West- 
seite in nordwestlicher Richtung umbiegen und sich dem Fuß der 
sroßen Sonn!nspitzwestwand anschmiegen. Eine Rutschfläche trennt 
sie von dieser aus Wettersteinkalk erbauten Wand, welche Selbst 
ihrer Struktur nach als eine große Verwerfungswand zu bezeichnen 
ist. Wenn man sie von Westen her betrachtet, fallen besonders drei 
segen Süden geneigte Schnittflächen auf, welche diese Wand von 


494 Dr. 0: Ampferer. [44] 


unten bis oben durchsetzen. Steigen wir die Schlucht der Bieber- 
wierer Scharte gegen Bieberwier hinab, so treffen wir auf eine Fels- 
stufe, welche aus der Wand des Schartenkopfes weit in die Schutt- 
halden vorspringt. Sie besteht aus Wettersteinkalk und über ihr 
tritt am Berghang ganz zerdrückter bituminöser Dolomit zutage. 
Diese Felsstufe wird von scharfen Rutschflächen umgrenzt, welche 
sich gegenseitig durchkreuzen. 

Nördlich von dieser Felsstufe stehen am Abhange der Sonnen- 
spitze zerdrückte Dolomite an, welche wohl die Fortsetzung der Ein- 
lage in der Biberwierer Scharte bilden dürften. Unterhalb der Fels- 
stufe finden sich in den Schutthalden nicht selten Blöcke von Sand- 
steinen, schwarzen Kalken mit Ostreenspuren und Oolithen, die ganz 
den Gesteinen der Raibler Schichten entsprechen. Ihr Anstehendes 
ist durch Schutt verdeckt. Die Rauchwacken und Dolomite der Scharte 
dürften wohl höchstwahrscheinlich auch aus den Raibler Schichten und 
dem Hauptdolomit stammen. Hier soll noch erwähnt werden, daß sich 
in dem Dolomit der Biberwierer Scharte einzelne spärliche Lagen von 
Asphaltschiefer finden. 

An der Westseite ziehen unter der großen glatten Wand der 
Ehrwalder Sonnenspitze ungeheure Schuttströme zu Tale, welche 
weithin . alles Grundgebirge verhüllen. Dafür bietet uns die Ostseite 
oberhalb des Sebensees einige Einblicke in den Bau dieses Berg- 
körpers. An den untersten Hängen der Sonnenspitze gerade gegen- 
über dem Seebensee treffen wir wieder einen braunen, zerdrückten und 
bituminösen Dolomit, welcher gegen 150 m am Geliänge emporstrebt. 
Südlich davon ist ein Gewölbe von Muschelkalkschiehten 'entblößt, 
welches gegen Norden überkippt ist. Ob der Dolomitstreifen nur an- 
gelagert ist oder tiefer in den Berg hineingreift, ist nicht sicher zu 
entscheiden. An dem Muschelkalkgewölbe erreicht seine Verbreitung 
ein Ende. 

Das ganz zusammengeprebte Gewölbe, welches eine Mächtigkeit 
von 60—80 m hat, wird von dünnbankigen Knollenkalken mit Horn- 
steinknauern, von Wulstkalken, von dunklen Kalken und grauen klein- 
knolligen Kalken gebildet. | 

Die Stufe zwischen Sonnenspitze und nördlichen Drachen- 
kopfe nimmt ein grauer Kalk mit knorrigen Verwitterungsflächen ein, 
die Stufe zwischen Schartenkopf und nördlichem Drachenkopfe ein 
hellweißlichgrauer Kalk. Die Karböden selbst sind mit reichem, in 
Wällen angeordnetem Schutte vollgefüllt. 

Im Norden ist der Ehrwalder Sonnenspitze eine flache Felsmulde 
angelagert, welche aus Wettersteinkalk besteht und sowohl nord- als 
westwärts in jJähen Wänden ins Tal hinabbrieht. Der Wettersteinkalk 
ist nur wenig gegliedert und bildet eine im Norden wenig aufgebogene 
Mulde, welche als hochgehobene Fortsetzung der Gaistalmulde anzu- 
sehen ist. Am Fuße ihrer Nordwand drängen sich Schichtmassen des 
Jura und der Kreide heran, die nur mangelhaft aufgeschlossen sind. 
Ihre Stellung soll zugleich mit der Schilderung des Südhanges des 
Wettersteingebirges gegeben werden. 

Der Kamm des Wampeten Schrofen und der Sonnenspitze ist der 
letzte westliche Quergrat des Mieminger Gebirges. Dem Wampeten 


[45] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl, Wettersteingebirges. 495 


Schrofen ist noch ein niedriger Vorkopf aus Wettersteinkalk (Schacht- 
kopf) vorgelagert, dann treten im Weiterstreichen jüngere Schicht- 
glieder ein. Der (Schachtkopf 1640 m) wird vom Wampeten Schrofen 
durch eine mächtige Verwerfung getrennt, welche am Tage durch 
Schutt verdeckt ist, dagegen durch die Bergbaue klar erschlossen wurde. 

Häusing hat in der „Zeitschrift für Berg- und Hüttenwesen“ 
1895, S. 101—107 die Grube Silberleiten und die Aufschlußarbeiten 
im Liegenden der Wasserkluft dargestellt. 

Unter der Wasserkluft verstehen die Bergleute dieses Gebietes 
nun jene große Verwerfung, welche den Schachtkopf vom Wampeten 
Schrofen ablöst. Es sind zwei in spitzem Winkel gegeneinander ge- 
neigte Rutschflächen, welche sich in der Tiefe vereinigen. Der 
zwischen ihnen liegende Gesteinskeil besteht aus fein zerriebenem 
Kalke, aus größeren und kleineren, in der feinen Reibmasse ent- 
haltenen Kalkbrocken sowie aus Partnachschiefern. Beide Rutsch- 
flächen neigen sich gegen Westen und sind glatt geschliffen. Diese 
Kluft führt reichliches Wasser, welches jetzt durch den Max Braun- 
Stollen abgeleitet und verwendet wird. An diesen Rutschflächen ist 
der Schachtkopf gegen den Wampeten Schrofen um etwa 700 m abge- 
sunken und zugleich mit etwa 62° gegen Norden abgelenkt worden 
(nach der Richtung der Rutschstreifen). Der helle weißlichgraue 
Wettersteinkalk des Schachtkopfes ist viel mehr von Sprüngen zer- 
stückelt als jener des Wampeten Schrofens. Im Inneren des Schacht- 
kopfes sind neuerdings die Partnachschichten in einer Mächtigkeit von 
100—120 »» und mit vier Kalkzügen aufgeschlossen. Sie streichen 
ebenso wie ihre Fortsetzung an den Mariabergspitzen nordwestlich und 
fallen 45° gegen Nordost. Am Tage sind sie nirgends entblößt. Wenn 
wir die Wasserkluft mit den Verwerfungen an der westlichen Maria- 
bergspitze in Verbindung zu bringen suchen, so ist es am wahr- 
scheinlichsten, daß sie mit jener zusammenhängt, welche von der 
Schwärzscharte entlang dem Wampeten Schrofen herabzieht. Durch 
die Verfolgung der Wasserkluft ist es auch gelungen, die Fortsetzung 
der Erzgänge, welche im Schachtkopfe an ihr abgeschnitten werden, 
hoch oben in den Wänden des Wampeten Schrofen wiederzufinden. Am 
Mariabergjoch erleidet der Mieminger Hauptkamm wesentliche Ande- 
rungen seines Aufbaues. Wir haben gesehen, wie die steil aufge- 
bogenen Schichtmassen der westlichen Mariabergspitze in ihrem gegen 
Nordwest gerichteten Streichen von einer Querverwerfung abgeschnitten 
werden, der entlang ein Streifen von Dolomit angelegt ist. Eine zweite, 
ungefähr parallele Querverwerfung trennt nun diesen Dolomitstreifen 
von einer Serie von Schichten, welche ein gegen Südwest zielendes 
Streichen beherrscht. Der Dolomitstreifen vermittelt so den Uber- 
sang von zwei nahezu senkrecht gegeneinander streichenden Ge- 
birgsteilen. 

Westlich von diesem Dolomitstreifen besteht aber außerdem der 
GebirgskamAi aus zwei sehr verschiedenartigen Teilen. Wir finden 
eine gegen Südosten geneigte Schichtplatte, welche die Glieder vom 
Hauptdolomit bis zum Muschelkalk enthält und eine nördlich daran- 
stoßende, ebenfalls gegen Südosten fällige Schichtgruppe vom Haupt- 
dolomit bis zum oberen Jura. Die erste Schichtserie bildet den Berg- 

Jahrbuch d.k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. lift. (Dr. O. Ampferer.) 64 


496 Dr. O. Ampferer. [46] 


kamm, wogegen die zweite im Norden niedrigere angelehnte Höhen- 
züge aufbaut. 

Das Mariabergjoch ist bereits in diese beiden Schichtgruppen 
eingesenkt. Wenn wir durch das Mariabergtal von Süden empor 
steigen, so wandern wir bis nahe zur Jochhöhe auf Hauptdolomit. Die 
oberste Juchhöhe aber besteht aus grauem Kalk, der auf der Nordseite 
in dünngeschichtete, kleinknollige Kalke übergeht, welche 30—40° 
gegen Südost fallen. An sie stößt (nördlich des Joches) ein schmaler 
Streifen von zertrümmertem Dolomit, an den rote und graue dünn- 
schuppige Kalke, rote feste Kalke mit Crinoiden, schwarze Kalke und 
Mergel der Kössener Schichten sowie Hauptdolomit anschließen. Der 
Hauptdolomit bildet den Bremsstadelkopf und die südwestlich davon 
gelegene Muldenfläche, auf der auch zurückgewitterte Reste der ur- 
sprünglichen Decke von Kössener Schichten lagern und Quellenaus- 
tritt veranlassen. Östlich von der tiefsten Stelle des Mariabergjoches 
gelangen die Juraschichten bis auf den Hauptkamm, wo sie den gegen 
Norden schroff abbrechenden Felskopf des Punktes 1597 bilden. Diese 
Scholle liegt sehr flach, dafür zeigen ihre einzelnen Schichtglieder die 
lebhafteste allseitige Kleinfältelung. 

Sie grenzt unmittelbar an den mehrfach erwähnten Dolomit- 
streifen, welcher sie vom Muschelkalk der westlichen Mariabergspitze 
trennt. 

Mit dieser Scholle beginnt ein Zug von jüngeren Schichten, 
welcher auf weite Strecken gegen Westen zu verfolgen ist und der 
im Bereiche des Wannecks und der Heiterwand unmittelbar mit älterer 
Trias zusammenstößt. Bevor wir uns aber zur Beschreibung dieses 
Schichtzuges wenden können, muß der Hauptkamm besprochen werden, 
welcher sich vom Mariabergjoche mit wenigen Absätzen und Zacken 
zur Handschuhspitze erhebt, von der. ein leichtgewellter Grat zum 
mehrgipfligen Wanneck hinüberleitet. Der Wettersteinkalk ist hier 
stellenweise dolomitisch. Gegen Norden weist dieser lange Grat schroffe 
Abstürze auf, wogegen nach Süden steile, breite Abhänge abfallen. 
Vom Mariabergjoche zieht am Fuße der Nordwände ein Streifen von 
Muschelkalkgesteinen langsam ansteigend bis zum Wanneck empor, 
dessen nördlicher Gipfelvorsprung noch von ihnen gebildet wird. Durch 
Schutt werden große Teile dieses Schichtzuges verdeckt, außerdem 
erleidet derselbe besonders in den Nordwänden der Handschuhspitze 
an einigen Querverwerfungen kleinere Verrückungen seines Zusammen- 
hanges, so daß er nicht stetig, sondern in Staffeln zum Wanneck em- 
porsteigt. Uber dem Muschelkalke folgen erst dunkelgraue, dann helle, 
lichtgraue Kalke (Wettersteinkalk), welche nicht bloß den ganzen 
Kamm, sondern auch noch weite Flächen des Südabfalles beherrschen. 
Zahlreiche Bergbaue waren in diesem Gesteine hier auf Galmei und 
Bleiglanz in Betrieb. 

Der Zug der Raibler Schichten, welcher in der Umgebung der 
Mariabergalpe nur sehr undeutlich erschlossen ist; tritt am Südost- 
abhange der Handschuhspitze wieder sehr deutlich hervor. An der 
Südkante dieses Berges steigen die Raibler Schichten bis über Punkt 
1908 m empor und ziehen von da an der Südseite bis gegen den 
Rauchkopf hinüber. Die gewaltigen Schutthalden an der Ost- und Süd- 


[47] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 497 


seite dieses Vorsprunges verdeeken ihren weiteren Ausstrich, so daß 
sie erst wieder am Abbruche des Plateaus des Knappenwaldes gegen 
Nassereith sichtbar werden. Ihre Zusammensetzung ist am besten am 
oberen Ende des Pleissenbachgrabens (gegenüber einer Knappen- 
hütte) in 13—1900 m Höhe erschlossen. Die steil südfallenden Raibler 
Schichten schmiegen sich hier dem Wettersteinkalke im allgemeinen 
konkordant an, wenn auch die unmittelbar angrenzenden Lagen wellige 
Verbiegungen sowie flach nach Süd fallende Verschiebungsflächen 
zeigen, welche jedoch ungezwungen durch gleitende Verschiebungen 
an der Grenze weicher und harter Schichtmassen erklärbar sind. 
Auf den Abhängen sind hier Reste einer Gehängebreccie aus 
Wettersteinkalk erhalten. Weiter westlich erscheinen die Aufschlüsse 


Fig. 13. 
21,95 m Wanneck 


Nordgrat 
2 3 L Y 


RBoterSehrofen 


mehr durch Schutt und Vegetation verkümmert. Am Abbruche gegen 
Nassereith ist die Erschließung wieder eine vollständige, jedoch er- 
weist sich der Schichtinhalt als weit ärmer. Der Anschluß der Raibler 
Schichten an den Wettersteinkalk ist größtenteils durch eine breite 
Schuttrinne und Vegetation verhüllt.e Die Platten des Wetterstein- 
kalkes, welche hier den -Geierkopf bilden, werden von Verwerfungen 
zerschnitten und springen in Ecken gegen jene Schuttrinne vor, welche 
sie von den Raibler Schichten trennt. Letztere beginnen mit einer 
breiten Einlage eines dunkelgrauen bituminösen Kalkes, welcher zwei 
Felsnasen zusammensetzt. In einer Runse begegnen wir bräunlichen 
Sandsteinen mit Kohlenspuren, schwarzen Tonschiefern und Oolithen. 
Jenseits dieser Runse erhebt sich ein größerer Felsvorsprung aus 
grauem dolomitischen Kalk. An diesen Felskopf lagert sich das Kon- 
slomerat von Nassereith, welches durch Spalten in einzelne Schollen 
aufgelöst wird. Damit sind wir an dem großen Durchbruche angelangt, 
welcher bei Nassereith den ganzen Gebirgswall durchschneidet. 

64* 


Dr. 0. Ampferer. 


498 


RA 
IN Z 
R ESSSS 6 
Schuttwalle ösHich vom Blindsee (Zerrzpass 2 3 RR 
® A A 
I 1, / 
RN | AH, 
rn wrrenese! Reha 4 2'25000 


MK — Muschelkalk. — W = Wettersteinkalk. — hd = Hauptdolomit. — K = Kössener Schichten. — L=Lias. — J= oberer Jura. 


[49] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 499 


Dabei ist zu beinerken, daß die Wettersteinkalkschichten, welche 
vom Wanneck gegen Nassereith herabziehen, in ihrem Streichen, be- 
sonders am Geierkopfe oberhalb diesem Dorfe, eine Ablenkung in bei- 
nahe südliche Richtung erkennen lassen. Kleinere Querverschübe treten, 
wie schon erwähnt, am Geierkopfe und außerdem an der Ostseite 
des Rauchkopfes ins Spiel. 

Der Muschelkaik, welcher im Norden den Wettersteinkalk unter- 
lagert, enthüllt seine Zusammensetzung in klaren Aufschlüssen am 
Nordgrate des Wannecks (Fig. 13), der sich zum roten Schrofen 
herabsenkt. 

Wir treffen von oben nach unten: 

Dunkler unterer großoolithischer Wettersteinkalk des Gipfels ; 

rote, grünliche, kieselknorrige, dünnbankige Kalke (15-20 m); 

hellgrauer fester Kalk in dicken Bänken (30—50 m); 

gelblichgrünliche, schwärzliche, schiefrige, dünnplattige Kalke. Die 

Mächtigkeit wechselt von 2—5 m im Osten zu 20—25 m weiter 

westlich ; 

5 fester heilgrauer Kalk, ähnlich verwitternd wie Wettersteinkalk 
(30 m); 

6 graue, grünliche Knollenkalke mit Hornsteinen (20 m); 

7 schwarze Knollenkalke, dünngeschichtet, weißadrig; 

8 lichtgrauer Kalk, welcher von mehreren südwärts einfallenden Ver- 
werfungen (9) zerschnitten wird; 

10 Längs einer Verwerfungsfläche grenzt ein bald licht, bald dunkel- 
grau gefärbter kristalliner Dolomit daran. Gegen die Verwerfung 
voll von weißen Kalkadern (60—80 ın); 

11 Hauptverwerfung;; 

12 eng zusammengepreßtes Gewölbe aus hellgrauen und roten, schup- 
pigen, dünnbankigen Kalken mit einem Kern aus blutroten und 
schwarzgrünen, splittrigen Hornsteinen und Hornsteinbreccien (oberer 
Jura). 

Ein weiter westlich durchgezogenes Profil (Fig. 14) ergibt ganz 
ähnliche Verhältnisse, nur erscheint die Muschelkalkserie viel be- 
schränkter und der Dolomit (10) stößt mit einer Verwerfung unmittelbar 
an das Schichtglied (5). 

Die große Störungsfläche, welche die älteren Triasablagerungen 
von den jurassischen trennt, ist im Norden des Wannecks deutlich er- 
schlossen und weist bald saigere, bald süd- oder nordfällige Stellungen 
auf. Ihr Anschnitt ist eine von Auszackungen gebrochene Linie. Be- 
merkenswert erscheint es, daß die meist saiger angepreßten jurassi- 
schen Kalke eine Kleinfältelung besitzen, welche in horizontalen Wellen- 
zügen angeordnet ist. Die Veränderung des Dolomits gegen die Ver- 
werfung zu ist durch Zuschuß von zahlreichen kleinen Spalten eine 
auffallende, indem seine Farbe dabei von dunklem Grau in Weiß 
übergeht. 

Vom Nördhange des Wannecks zieht diese Störung in fast gerader 
Linie und ungefähr südwestlicher Richtung über die Stufe der Nasse- 
reither (Mittenau-) Alpe nördlich vom Haferkopf (1829 m) ins Fernpab- 
tal hinunter. Allenthalben ist dabei zwischen Muschelkalk und Jura 
ein Streifen meist dunkelgrauen und bituminösen Dolomits eingeordnet. 


NESUE Sour 


500 Dr. OÖ. Ampferer. [50] 


Der tiefe Durchbruch des Fernpaßtales eröffnet mit den Auf- 
schlüssen an seiner Ostseite einen guten Einblick in den Aufbau des 
ganzen Wanneckkammes. Auf der beiliegenden Ansicht (Fig. 15), welche 
nur den Abfall von der Nassereither Alpe bis ins Tal wiedergibt, sind 
die erschlossenen Schichtverhältnisse in Umrissen bezeichnet. Wir 
sehen im Süden die mächtige Tafel des Wettersteinkalkes (W), 
welche, wie wir schon wissen, bei Nassereith von Raibler Schichten 
und Hauptdolomit überlagert wird. Weiter im Süden ist der Wetter- 
steinkalk wohl geschichtet, gegen den Muschelkalk (MK) zu jedoch 
verschwindet die Schichtung. Von der Muschelkalkserie sind hier nur 
dunkle Kalke und Knollenkalke entfaltet, etwa 60—80 m. Daran 
stößt ein steil südfallender brauner oder dunkelgrauer Dolomit (D), 
geschichtet und verknittert, sehr bituminös mit einzelnen mergeligen 
Lagen (100—120 m). Dieser Dolomit grenzt längs einer mächtigen 


Fig. 15. 


NE 


be 


MK = Muschelkalk, — W—Weettersteinkalk. — D= Dolomit. — hd = Hauptdolomit. 
J=Lias. — L = oberer Jura. 


Rutschfläche an liassische Kalke. Diese Rutschfläche besitzt gegen 
die Fernstraße herabzielende Rutschstreifen. Graue, weißadrige, röt- 
liche, schwärzliche Mergelkalke, welche häufig auf den Schichtflächen 
schwarze Flecken und Verzweigungen zeigen, bilden ein mächtiges 
System, dessen komplizierter Aufbau durch eingefaltete rote Horn- 
steinkalke und Mergei (L) verraten wird. Eine breite Runse scheidet 
dieselbe im Norden vom Hauptdolomit (hd). Verfolgen wir diese 
Runse bergauf gegen die Nassereither Alpe, so treffen wir auf Kös- 
sener Schichten. 

Die Aufschlüsse dieser Felsabstürze, welche zusammen mit jenen 
des Wannecks ein Profil von 1500 m Tiefe eröffnen, zeigen uns die 
Störung zwischen dem Trias- und Juraanteil des Gebirges als eine 
verbogene, glatte, steil gegen Süd fallende (ungefähr 609) Verschiebungs- 
fläche. Mehr oder weniger parallel mit ihr schneiden auch entlang 
den Grenzen der verschiedenen Gesteine Rutschflächen durch. 

Nachdem wir nun mit der Beschreibung der Triasplatte bis zum 
Fernpaßtale vorgerückt sind, müssen wir noch eingehender die Struktur 
der nördlich daranlagernden jüngeren Schichtgruppe verfolgen. 


[51] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 50] 


Am Mariabergjoche begegnen wir gleich nördlich unter der Fels- 
schwelle roten und grauen, dünnschuppigen Kalken, roten festen Kalken 
mit Crinoiden sowie Kalken und Mergeln der Kössener Schichten, 
welch letztere dem Hauptdolomitsockel des Bremsstadelkopfes auf- 
lagern. Die ersteren Schichten fallen steil gegen Süden ein und lassen 
sich nach Osten hin mit einer Scholle von roten und grünen Mergeln, 
roten Kalken, grünen, grauen dünnzerschieferten Kalken, schwarz- 
srünen und blutroten Hornsteinkalken und grauen Mergeln verbinden. 
Die Gesteine dieser Scholle (Punkt 1897 m) lagern am Kamm östlich 
vom Mariabergjoche flach gegen Osten geneigt, wo sie an einen Streifen 
von Dolomit stoßen. Dabei beherrscht eine intensive Kleinfältelung 
alle Schichtlagen, so daß die Schichtflächen in jeder Richtung verbogen 
sind. Die Dolomitzone, welche diese Scholle von dem Muschelkalke 
der Mariabergspitzen scheidet, beginnt mit einer von Rutschflächen 
zerschnittenen Zertrümmerungszone. An diese lagern sich geschichtete 
Dolomitbänke, welche höher gegen den Kamm zu, steiler gegen Osten 
einfallen als in tieferer Lage. Daran lagert neuerdings eine Zer- 
trümmerungszone, über welcher mit Rutschflächen die schon erwähnten 
Gesteine des Muschelkalkes einsetzen. Diese wahrscheinlich dem 
oberen Jura angehörige Schichtscholle im Osten des Mariabergjoches 
ist der Beginn eines weitgedehnten Schichtzuges, der hier im Osten 
ebenso wie im Süden (an der Nordseite des Wannecks) durch einen 
Dolomitzug vom anlagernden Muschelkalke getrennt wird. Auf der 
Südseite des Bergkammes verhüllen Schutthalden und Moränenwälle 
die Umgebung der eben beschriebenen Scholle. 

Am Bremsstadelkopfe können wir eine staffelförmige Gliederung 
an der Ostseite wahrnehmen, indem zwei kleine Streifen von Kössener 
Schichten durch eine Stufe ven Hauptdolomit unterbrochen werden. 
Diese Staffelung ist indessen nicht bedeutend und ganz lokaler Art. 

Westlich vom Bremsstadelkopfe wird durch die mächtigen Mo- 
ränenwälle, welche vom Kar im Nordosten des Wannecks heraus- 
strömen, ein breiter Streifen des Grundgebirges verdeckt. Jenseits 
von diesem Kar gewährt jener Kamm, welcher mit dem roten Schrofen 
ans Wanneck anschließt, wieder viele Aufschlüsse. Dieser Kamm 
schneidet die reiche Schichtserie nicht senkrecht, sondern unter sehr 
spitzem Winkel an, da er durchaus eine nordöstliche Richtung ein- 
hält. Wir begegnen von oben nach unten nachfolgend beschriebener 
Schichtreihe, wobei vorauszuschicken ist, daß die Schichten von 
der saigeren Stellung am Zusammenstoße mit dem Muschelkalke des 
Wannecks ziemlich allmählich bis zum flachen Südfallen ihres Haupt- 
dolomitsattels übergehen. 


1 hellgraue, schuppige, dünnbankige Kalke, welche mit roten Kalken 
ähnlicher Ausbildung wechsellagern. Dünn und intensiv gewellt. 
(30 m); 

2 blaurote, splittrige Hornsteinkalke (6—8 m); 

schwarzgrüne, splittrige Hornsteinkalke verbunden mit schwarzen, 

im Bruche blau schillernden Manganlagen. Hornsteinbreccien 
(5—6 m); 

4 dunkelgrauer Kalk, reich an grauem Hornstein (10 m); 


os 


Dr. 0. Ampferer, [52] 


502 
Dr 
Se 
ad 
is 
5 grüngraue, schuppige, dünnplattige Kalke, welche weich zurück- 


wittern, stellenweise mergelig; 

festere, lichtgraue Kalkbänke mit scharf muscheligem Bruche. Sie 
wechseln mit blaßrötlichen, rosa und grünfärbigen Kalken (wenig 
mächtig!) ; 


[or 


br! 


— 
wer 


” 


SI1DW 


feste blaßrötliche, rosafarbige Kalke und rote weichere Kalke. 
Aptychen. Einzelne Lagen sind ziegelrot und enthalten Versteine- 
rungsspuren; 


RED SID 
| 


—- feste graue Kalke, stellenweise mit mergeligen Zwischenlagen, 
Auf den Schichtflächen blattähnliche dunklere Verzweigungen. 
50— 100 m. 

Darunter liegen Kössener Kalke und Mergel, die nur mangelhaft 
in verstürzten Aufschlüssen angedeutet werden. Ihre Grundlage bildet 
eine mächtige Lage von Hauptdolomit. 

Die Faltanordnung dieses ganzen Systems genau zu erforschen, 
würde nur einer sehr eingehenden Detailforschung gelingen können. 
Die Anordnung im großen wird wohl durch die grünen und roten 
Hornsteinkalkzüge verraten. Die sattelförmige Zusammenbiegung der 
obersten Schichtgruppe ist auch vollständig erschlossen zu sehen. An 
ihr stellt sich eine Unregelmäßiskeit nur im Kerne ein, indem eine 
Scholle von blutroten Hornsteinkalken, die von Rutschflächen begrenzt 
wird, sich einschiebt. Aus der Verteilung der unteren zwei Paare von 
Hornsteinkalkzügen kann man auf eine Mulde schließen. Eine regel- 
mäßige Angliederung dieses Sattels und der Mulde ist nicht vorhanden. 
Die Schichtserie 3 ist ihrer Ausbildung und Einlagerung nach sicher 
dem Lias angehörig. Die Hornsteinkalke sowie 1 und 7 fallen wohl 
schon dem oberen Jura zu. Über die anderen Glieder läßt sich vorder- 


hand nichts Bestimmtes angeben. Die Gruppe 5, 6,5, 6 kann dem Lias 


angehören. 

Weiter westlich sind diese Schichten nicht mehr so zusammen- 
hängend erschlossen. Mächtige Schuttströme entfalten sich und reichen 
bis auf die Felsterrasse hinunter, welche durch das Einwittern der 
Kössener Schichten entstanden ist. 

Diese Felsstufe zieht vom Punkt 1888 m bis zur Nassereither 
Alpe hinüber. Sie besteht aus Hauptdolomit und nur an einer Stelle, 
wo der Graben zum Weißsee hinabzieht, ist eine Auflagerung von 
Schutt vorhanden. Wir finden an der Kante der Terrasse eine vor- 
züglich aus Lias- und Juragesteinen zusammengefügte Breccie. Unter 


[53] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 505 


derselben liegt am Hauptdolomithange eine Schuttmenge, in der sich 
einzelne gekritzte Geschiebe befinden. 

In der Umgebung der Nassereither Alpe erreicht diese Fels- 
stufe aus Hauptdolomit ihre größte Breite und zeigt dabei auffallende 
Formen. In die Oberfläche des Dolomits sind südlich der Alpe einige 
flache Furchen und Wälle eingegraben, welche von Südwest gegen 
Nordost verlaufen. 

Diese Furchen sind aber nicht bloß auf der Hauptdolomitterrasse, 
sondern südlich der Alpe auch im Bereiche der durchstreichenden 
Jüngeren Schichten ausgearbeitet. Die Hauptdolomitstufe selbst reicht 
bis ins Fernpaßtal hinunter und zeigt einen oberen, flach südfallenden 
und einen unteren, steil nordfallenden Teil, welche durch eine schich- 
tungsarme Zone getrennt werden. Am Westabbruche ist unter dem 
Dolomit ein abbauwürdiges Gipsvorkommen erschlossen, welches man 
wohl als Vorbruch der Raibler Schichten betrachten kann, welche 
höchstwahrscheinlich die Unterlage bilden. Bei der Nassereither Alpe 


Fig. 16. 


e Mittenau Alpe Ba 
; (Wassereither) 1750 
1P54 m 
r IHR m 
MK ” 
MK — Muschelkalk. — K— Kössener Schichten. — Ad — Hauptdolomit. 


treten auch wieder Aufschlüsse von steil gestellten Kössener Schichten 
hervor, welche sich zu einer Zone anordnen, die von dieser Alpe 
entlang eines Grabens gegen Westen streicht. 

Die Nassereither Alpe liegt auf dem Ausstriche der Kössener 
Schiebten. Südlich von derselben setzt sich nun die Terrasse, nach 
Süden umbiegend, ungefähr in gleicher Höhenlage quer zum Schicht- 
streichen fort. Dabei treten in ausgezeichneter Entwicklung Fels- 
rinnen und Wälle auf, welche parallel mit jenen der Hauptdolomit- 
terrasse verlaufen. Es sind vier kräftig vortretende Wälle, zwischen 
denen versumpfte, langgestreckte Becken lagern. Am ersten und 
größten Wall (Fig. 16), welcher sich gleich vom Alpboden erhebt, 
treffen wir grauen festen Kalk (1) mit dunklen verzweigten Blatt- 
zeichnungen und blutroten und schwarzgrünen Hornsteinkalken (2). In 
den Eintiefungen ist alles durch Sumpf verdeckt. Am nächsten Höhen- 
zug sehen wir feste blaßrote Kalke (3) und wieder die Hornstein- 
kalkzüge ce anstehen. Feste, graue und blaßrete Kalke (4) sowie 
Hornsteinkalke (2) bauen den dritten Wall auf. Am vierten stellen 
sich hellgraue, dünngewellte Kalke (5) ein, welche an einen Streifen 
bituminösen Dolomits (6) grenzen. Die Aufschlüsse ‚sind nicht so zu- 
sammenhängend, daß sie ein volles Bild der steil aufgerichteten Schicht- 
serie bieten könnten. Es ist auffallend, daß die Hornsteinkalkzüge 


Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Dr. O. Ampferer.) 65 


504 Dr. O. Ampferer, [54] 


nicht Hervorragungen bilden, obwohl sie die härtesten Teile der 
Schichtfolge darstellen. Die Kalke des nördlichsten Walles können 
wir zum Lias rechnen. Von dieser Terrasse brechen die Schichten 
zum Fernpaßtal nieder, was schon früher beschrieben worden ist, 

Südlich stößt an den Dolomitstreifen die Muschelkalk -Wetter- 
steinkalkplatte des Wannecks. Vom Muschelkalke sind dunkle graue 
Kalke, Knollenkalke, sowie Kalke mit Hornsteinknauern erschlossen. 

Der Mieminger Kamm besitzt einen reichen Nachlaß von glazialen 
Ablagerungen, welche nunmehr beschrieben werden sollen. Es sind 
im Norden die großen Kare, im Süden die Seitentäler, welche solche 
Sedimente bergen. 

Im Osten, wo der Bergkamm noch keine Seitengrate entsendet, 
beschränkt sich die glaziale Ablagerung auf eine dichte Saat von 
erratischen Gesteinen, welche am Osthange der Hohen Munde bis über 
1800 m Höhe, am Niedermundesattel 2065 m erreicht. Für die Tat- 
sache, daß Eis des Inntales wirklich den hohen breiten Sattel über- 
schritt, kann der Umstand als Beweis dienen, daß im Gaistal die 
zentralalpinen Geschiebe in der Gegend des Nordhanges der Nieder- 
munde einsetzen. 

Im Schwarzbachkar und im Igelskar waren zur Zeit meines 
Besuches (Sommer 1901) in den Hintergründen unter den Abstürzen 
der oberen Platte zwei kleine Gletscher erhalten, welche kleine 
Moränenwälle vor sich hatten. Außerdem finden sich in diesen Karen 
zahlreiche Rundhöcker und verwitterte Gletscherschliffe. Größere 
Moränenwälle fehlen. Dagegen sind solche in den westlicheren Karen 
häufig entwickelt. 

Im Prantlkar lagern mehrere große Wälle. Ein Querwall (Punkt 
1905 m) sperrt nördlich von dem kleinen See das ganze Kar ab. 
Kleine Ringwälle liegen sowohl an der Ost- als auch der Westseite 
des südlichen Tajakopfes. Westlich vom Tajatörl liegt unter den 
Schutthalden der Griesspitze ein langer Wall. Die Felswannen im 
Westen des südlichen Tajakopfes sind auf Tafel XIII dargestellt. Sie 
sind durch Schutt ausgeebnet. Nördlich vom Drachensee steigt ein 
langer Schuttwall tief gegen den Seebensee hinunter. Zwischen Seeben- 
see und Seebenalpe stoßen wir wieder auf einen kleineren Wall. 

Im Kar zwischen Drachenköpfen und Wampeten Schrofen sind 
große Wälle erhalten, welche sich in zwei große Gürtel bei Punkt 
1953 m und Punkt 2174 m gruppieren. Beide Wallgruppen haben 
tiefere Becken hinter sich und werden durch einen Längswall mit- 
einander verbunden. 

Vom Niedermundesattel bis zum Mariabergjoch fehlen an der 
Nordseite des Mieminger Kammes zentralalpine Geschiebe. Am Maria- 
bergjoch (1796 m) treten dieselben in breitem Strome über. Die glaziale 
Gestaltung dieses Joches ist besonders an seiner Westseite klar er- 
schlossen. Hier steigen vom Joche bis zum Punkt 2073 m flache, sorg- 
fältig abgerundete Kuppen an. Darüber setzt die scharfgratige Struktur 
ein. Nun sind in den Wannen und Mulden der abgerundeten Zone 
bis ganz nahe an ihre obere Grenze noch zentralalpine Geschiebe 
erhalten. Mindestens 200 m hoch überragte so das Eis dieses Joch, 
an dessen Südseite schon Penck geschliffene Felsen und Breceien 


[55] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. süd]. Wettersteingebirges. 505 


entdeckt hat. Damit in Übereinstimmung ist auch die Beobachtung 
eines langen Streifens von stark bearbeiteter Grundmoräne, welcher 
am Mariabergjoch bei Punkt 1823 »n beginnt und bis nahe zum Brems- 
stadelkopf (1641 m) hinabzieht. Dieser selten hoch gelegene Rest von 
weißgrauer Grundmoräne ist 4—6 m mächtig und enthält in fein- 
schlammigem Lehm häufig kleine zentralalpine und reichliche gekritzte 
Geschiebe. An einer Stelle war in ihrem Liegenden geschliffener Haupt- 
dolomit entblößt und wiesen die Schrammen vom Joche gegen Bieber- 
wier. Zentralalpine Gesteine sind vom Mariabergjoche bis unter den 
Bremsstadelkopf hinab nicht selten. Am Schachtkopf sah ich in einzelnen 
Berghütten eingemauerte, die kaum weit hergeholt sind. 


Moränenringe ziehen an der Westseite der Mariabergspitzen nahe 
gegen das Joch herab. Sehr schön erhaltene lange und hohe Schutt- 
wälle streben aus dem Kar im Norden von der Handschuhspitze heraus. 
Am Beginne der großen Längswälle liegt dort ein kleiner jüngerer 
Ringwall. Im Norden des Wannecks sind die zentralalpinen Findlinge 
sehr selten. Bei der Nassereither Alpe begegnen wir einer ausge- 
zeichneten Felsfurchenlandschaft, welche gleichmäßig über Haupt- 
dolomit und Lias-Juragesteine verläuft. An der Südgrenze dieser typisch 
glazialen Formung treten wieder reichlich zentralalpine Geschiebe auf, 
welche ich an der Westseite des Wannecks bis über 1900 m hoch 
verfolgen konnte. 


Jene Felsrinne, welche von der Terrasse der Nassereither Alpe 
an der Ostseite des Haferkopfes (1829 m) gegen Süden herabläuft, 
möchte ich auch für eine glaziale Spur halten. 


Eine in ihren Resten über die ganze Südseite des Mieminger 
Kammes verbreitete Ablagerung, welche ebenfalls mit der Gletscher- 
wirkung verbunden sein dürfte, sind die Gehängebreceien. Dieselben 
stellen sich durchaus in beträchtlicher Höhe ein und bestehen dem- 
entsprechend fast nur aus Wettersteinkalk. An zwei Stellen konnte 
ich als Einschlüsse zentralalpine Gesteine feststellen. Die Breccien be- 
ginnen im Osten an den unteren Abhängen des Karkopfes und an den 
unteren Ecken. Hier enthalten sie häufig kleinere zentralalpine Gerölle, 
daneben aber viele große Blöcke aus Wettersteinkalk. Es ist das ausge- 
dehnteste Vorkommen im ganzen Gebirge. Am höchsten empor ragt eine 
nunmehr nach allen Seiten frei abbrechende Breccienkappe auf den 
Judenköpfen (2194 m). Auch in ihr finden sich als Seltenheit zentral- 
alpine Einschlüsse. Jenseits der Judenbachschlucht trägt der Henne- 
berg eine ebenfalls freistehende, tiefer gelegene Breccie unterhalb von 
Punkt 1972 m. Weitere kleinere Breccienreste befinden sich nördlich 
und nordöstlich von der Mariabergalpe. Der kleine Rest unter dem 
Mariabergjoche zeigt Schramung. Endlich treffen wir noch Gehänge- 
breceien am Südabhange der Handschuhspitze bei 1800 — 1900 m Höhe. 

Die glazialen Ablagerungen in den südlichen Seitentälern sollen 
im Zusammenhange mit den Mieminger Vorbergen und der Hochfläche 
beschrieben ‚werden, da sich die Schuttmassen der Rückzugsstadien 
bis auf dieselbe herab erstreckten und einen wesentlichen Anteil an 
der Gestaltung der Hochfläche genommen haben. 


65* 


506 Dr. O. Ampferer. [56] 


Mieminger Vorgebirge und Hochfläche. 
(Fig. 17—27.) 
Tschirgantzug. 


Dem hohen, stolz aufstrebenden Mieminger Kamme lehnen sich 
im Süden niedrigere Vorberge an, welche aus Schichten des Haupt- 
dolomits gebildet sind. Fast allentbalben ‚werden diese Anhöhen durch 
Furchen und Einrisse vom Wettersteinkalkleibe des Hochgebirges ge- 
schieden und erlangen so eine gewisse Selbständigkeit, welche durch 
die dunklere Farbe ihrer Felsen noch mehr betont wird. Forschen 
wir genauer nach, so erkennen wir an den meisten Stellen in dem 
Auftreten der weichen, leichter zerstörbaren Raibler Schichten die 
Bedingung für die Ablösung der Vorberge vom Hauptkamm. Diese 
Vorberge tauchen im Süden unter die mächtige Schutthülle der Mie- 
minger Hochfläche hinab. Südlich dieser Hochfläche strebt wieder das 
Grundgebirge empor und schafft einen Scheidekamm gegen das Inn- 
tal und das Urgebirge. Der Zusammenhang der Vorberge des Mie- 
minger Kammes mit diesem Scheidekamme, welcher nach der höchsten 
Erhebung Tschirgantzug genannt werden soll, ist nirgends erschlossen. 
Wir sehen nur an einzelnen seltenen Stellen in sehr beschränktem 
Umfange inmitten der Schutterrasse bei Wildermieming, Affenhausen 
und Schloß Klamm Hauptdolomitfelsen entblößt. Betrachten wir aber 
den ganzen Aufbau dieses Gebietes, so sehen wir im Mieminger Kamme 
und ebenso im Tschirgantzuge Gewölbe vor uns, zwischen denen nach 
allen Aufschlüssen eine breite Mulde lagert. Freilich ist der Aufbau 
dieser Mulde, soweit er an ihren Flügeln erschlossen ist, kein unge- 
störter. Im Osten hängt der Zug der Vorberge mit der Leutasch-See- 
felder Hochfläche durch eine sehr schmale Zone zusammen, welche 
zwischen Hoher Munde und Birkenkopf eingezwängt liegt. 

Kochental und Erzbergklamm schaffen hier tiefgreifende Auf- 
schlüsse.. Am Eingange des ersteren Tales stehen zu beiden Seiten 
selblichgraue Rauchwacken an, welche weit ins Tal zurückziehen. An 
der östlichen Flanke werden sie von flach lagernden Hauptdolomit- 
bänken überdeckt, während sie an der Westseite das Hangende von 
dunklen Kalken, Mergeln, Sandsteinen und Oolithen der Raibler 
Schichten bilden, welche am Wege von Birkenberg zu den Mähdern 
nördlich des Birkenkopfes angeschnitten sind. Diese Schichten fallen 
hier bei nordsüdlichem Streichen 40° gegen Osten ein. Unter ihnen 
taucht der helle Wettersteinkalk des Birkenkopfes hervor. 

Im mittleren Teile ist das Kochental von großen Schuttmassen 
bedrängt, welche von den Wänden der Hohen Munde herabkommen. 
Im Hintergrunde besteht der untere Berghang der Hohen Munde von 
der Schlucht aufwärts aus Raibler Gesteinen, während der entgegen- 
gesetzte, wildzerklüftete Abhang aus steil aufgerichteten Haupt- 
dolomitmassen erbaut ist. Die scharfen Runsen reichen hier bis zu 
der Hochfläche von Buchen empor. Ersteigen wir die unteren Hänge 
der Hohen Munde (Fig. 17), so begegnen wir anfangs wieder gelblichen 
Rauchwacken (1). 


|57] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 507 


1 


oO w 


[ER 


10 


11 


Darüber folgt: 
Lichtgrauer Kalk, der durch Spalten in lauter Stücke aufgelöst ist, 
10 m; 
mergelige Kalke mit gelblicher Verwitterungshaut, 2 m; 
srauer Kalk, 2 m; 
grauschwarze Mergel, Kalkbank mit Ostrea montis caprilis, 6 m; 
l m dicke Bank von eckig brechendem, festem, tonigem  tief- 
schwarzem Kalk; 
rauchgrauer, zertrümmerter Kalk, 12 m; 
Rauchwacken, ganz zerdrückt ; 


Fig. 17. 


HoheHunde 2 
A 
72 
71 
Kochental 
970 
z E 
A 


oolithische Kalke, dünngeschichtete schwarze Mergel, Kalke voll 
zerbrochener Muschelschalen, Cardita erenata ; 
dunkelgraue, feste Sandsteine mit Pflanzenresten, Ziquisetites are- 
naceus; 
lichter, zertrümmerter Kalk, welcher in Wettersteinkalk (12) 
übergeht. 

Der Wettersteinkalk, welcher wie diese ihm anliegende Raibler 


Zone ostwestlich streicht, ist hier von großen Rutschflächen vielfach 
zerschnitten. Gegen Osten hin verschwindet die Raibler Zone zwischen 
Wettersteinkalk und Hauptdolomit vollständig. Nördlich von Buchen 
stoßen beid'y Gesteine unvermittelt aneinander. Im Westen des Kochen- 
tales verhüllen große breite Schutthalden der Hohen Munde bis zum 
Sattel nördlich des Birkenkopfes herab das Grundgebirge. 


Bemerkt soll noch werden, daß sich an der östlichen Talseite 


des Kochentales kleine Lagen von verkittetem, eckigem Schutt und 


508 Dr. O. Ampferer. [98] 


in seinem Hintergrunde Rollstücke eines Konglomerats finden, das sehr 
viel Urgebirgsgeröll enthält. 

Es ist schon betont worden, daß die Schichten, welche an der 
Ostseite des Kochentales eine sehr flache Lage einnehmen, im Westen 
stejl aufgerichtet erscheinen. So ist der Vortritt einer Scholle von» 
Wettersteinkalk in dieser Richtung ohne Störung eingeleitet. Diese 
Scholle bildet den Birkenkopf (1062 m), welcher durch eine breite 
Einsattelung von der Hohen Munde abgesondert wird. Im Süden ist 
ihm eine kleine, niedrige Terrasse aus Mehlsanden und Schottern vor- 
gesetzt, auf welcher das Sanatorium Birkenberg liegt. Der Birkenkopf 
stellt eine breit angelegte Kuppe vor, die aus vielen kleineren Kuppen 
besteht, so daß man, da alles im Tannenwalde liegt, nicht leicht den 


Fig. 18. 


Sudhangder 
\ Hohen Munde 


Westseite der 
Ar2 bergÄla Im In 


DY7, 


SHSIEBE 


Annlal 
700m 


7:25000 


W = Wettersteinkalk. — hd = Hauptdolomit. 


höchsten Punkt erkennen kann. Das Anstehende bildet überall lichter, 
weißlicher, fester Kalk. Das Grundgebirge wird von kleinen Resten 
von Grundmoräne sowie von zahlreichen erratischen Gesteinen be- 
deckt. In den Felsgruben liegen oft ungeheure vermooste Gneis- und 
Amphibolitblöcke aufbewahrt. 

Im Westen wird der Birkenkopf durch die tiefe Erzbergklamm 
abgeschnitten. 

Steigt man aus dem Inntale entlang dem gewaltigen Schuttkegel 
gegen die Erzbergklamm hinan (Fig.18), so beobachtet man am Abfalle des 
Birkenkopfes eine Zone von Rauchwacken, Dolomitbreceien und Spuren 
von Mergeln, welche in den vordersten Teil der Klamm hineinstreichen. 
Am Beginne der Klamm stellt sich zu beiden Seiten flach lagernder 
Hauptdolomit ein. Während dieser aber an der westlichen Talseite 
das ganze Gehänge zusammensetzt, begegnen wir an der östlichen 
gleich hinter der Hauptdolomitscholle die schon beschriebene schmal 


[59] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 509 


zusammengedrückte Raibler Zone und dann sofort den ungeschichteten, 
hellweißlichen Wettersteinkalk des Birkenkopfes. Derselbe begleitet 
die Klamm bis innerhalb des Wasserwerkes. Hier setzen arg Zer- 
drückte bituminöse Dolomite und graue Kalke ein, zu denen sich im 
Hintergrunde Rauchwacken gesellen. 

Wir haben hierin höchstwahrscheinlich eine Fortsetzung der 
Raibler Schichten aus dem Hintergrunde des Kochentales vor uns, 
deren Zusammenhang durch große Schuttmassen unsichtbar geworden 
ist. Im innersten Teile der Erzbergklamm sind bedeutende Massen 
von Rauchwacken und dolomitischen Breccien aufgeschlossen, welche 
längs einer über 1 km langen, ungeheuren Rutschfläche unmittelbar 
dem Wettersteinkalke anlagern. Dieser Rutschwand des Wasserstein- 
kalkes folgt der innerste Graben der Klamm und so wird sie weithin 


Fig. 19. 


Von Sprüngen zerteilte Hauptdolomitfelsen an der Westseite der 
Erzbergklamm. 


entblößt. Bemerkenswert erscheint die Beobachtung, daß die Schichtung 
des saiger aufgerichteten Wettersteinkalkes annähernd senkrecht die 
Rutschfläche schneidet. Eine breite, anliegende Zone von völlig zer- 
riebenem Dolomit, von Rauchwacken mit Mergeleinschlüssen beweist 
die hier vorliegende gewaltige tektonische Störung. Dieselbe ent- 
spricht dem Abbruche des Birkenkopfes und dem allgemeinen Vor- 
rücken der Zone der Vorberge gegen Norden. Der Wettersteinkalk 
des Birkenkopfes findet auf der Westseite der Erzbergklamm keine 
Fortsetzung. Hier tritt uns nur Hauptdolomit entgegen, der von zalıl- 
reichen Spalten in eine Menge von Schollen (Ansicht Fig. 19) aufgelöst 
ist. Im allgemeinen herrscht flache Lagerung vor, welche gegen das 
Gewölbe der Hohen Munde sich aufsteilt. Einzelne steile Schichtlagen 
erscheinen öfters zwischen flache eingepreßt. 

Der Hang zwischen Erzberg- und Straßberger Klamm bietet nur 
Aufschlüsse im Hauptdolomit, der von reichlichen Schuttmassen großen- 
teils verkleidet ist. Im Süden ist die Anhöhe des Ematbödele, das 


510 Dr. O. Ampferer. |60] 


Trockental von Hirtenberg und die Terrasse von St. Veit vorgelagert. 
Aus dem Alpeltale reicht das mächtige Schuttfeld eines Lokal- 
sletschers bis auf die obige Terrasse heraus. Außerdem ziehen von 
der Südwestseite der Hohen Munde ungeheure Wettersteinkalkhalden 
zu Tal. 

Die Straßberger Klamm ist vollständig in Hauptdolomit einge- 
schnitten. Uber den Felswänden lagern ungeheure Schuttmassen des 
Alpelgletschers. Anfangs begegnen wir ungefähr saiger aufgerichteten 
Lagen von Hauptdolomit, welche ostwestliches Streichen zeigen. Im 
Gegensatze zu der Erzbergklamm haben wir hier meist steilgestellte 
Schichtschollen, zwischen denen Zonen von ganz zerdrücktem, schich- 
tungslosem Dolomit eingeschaltet -sind. Die Felsklamm reicht bis zu 
den Straßberger Mähdern, wo sie unter einer großen Einlage von Schutt 
verschwindet. Oberhalb von diesem Boden ist das Tal geteilt. Der 
eine Zweig strebt gegen das Kar zwischen Hochwand und Karkopf 
empor, der andere und größere (Alpeltal) gegen die Obere Platte. 
Der trennende Kamm besteht aus Hauptdolomit, im Hintergrunde aus 
Raibler Schichten und schließt sich an die Südostkante der Hochwand 
an. Der Felsgrund wird von beiden Talzweigen nicht entblößt, da sie 
sehr reich an Schutt sind. Im Alpeltale haben wir bis in die Höhe 
von 1500 m (Alpelhaus) zu beiden Seiten des Baches mächtige 
Moränenwälle, von dort ab bis zu den Felsen im Hintergrunde aus- 
gedehnte Schutthalden. Das nördliche Tal besitzt an beiden Flanken 
weitverbreitete Gehängebreecien, die vorzüglich aus eckigen Brocken 
von Wettersteinkalk bestehen. Sie enthalten indessen häufig kleine, 
zentralalpine Gerölle, besonders in den unteren Lagen. Daneben sind 
in der Breeeie nicht selten große, scharfkantige Blöcke aus Wetter- 
steinkalk eingeschlossen. Die Breceie reicht am Südhange des Kar- 
kopfes bis 1800 m, an der Schwelle des Kars an der Hochwand so- 
gar bis 1900 m empor. Nach dem freien Abbrechen der Breecienbänke 
an beiden Talseiten kann man auf eine größere ehemalige Mächtigkeit 
und Verbreitung schließen. 

An den Abhängen der Niedermunde gegen die Straßberger Mähder 
sind nur spärliche Aufschlüsse. Die unteren Gehänge bestehen aus 
Hauptdolomit, höher oben streichen Rauchwacken, hellgraue Kalke, 
Dolomit sowie Mergel und Sandsteine durch. In großen Mengen sind 
hier überall bis zur Sattelhöhe (2065 m) zentralalpine Gesteine ver- 
streut, während dieselben im Alpeltale fehlen, wohl, weil es selbst 
einen Gletscher beherbergte. 

Zwischen Alpeltal und Judenbachschlucht erhebt sich der Kamm 
der Judenköpfe. 

Gegen Süden senkt sich dieser Höhenzug zur Hochfläche von 
Wildermieming ab. Der langgestreckte östliche Teil des Kammes er- 
scheint als flacher, abgerundeter Rücken, wogegen die höchsten Er- 
hebungen (2024— 2194 m) als scharfgeschnittene Felszacken und Türme 
ausgebildet sind. Diese Zackenreihe gliedert sich der Südkante der 
Oberen Platte an. Die tief eingerissene Schlucht des Judenbaches 
(Fig. 20) enthüllt in klarer Weise den Schichtenbau dieser Vorberge. 

Auf der Mieminger Hochfläche liegt der große Schuttkegel des 
Judenbaches ausgebreitet, der im Westen durch das glaziale Schutt- 


[61] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 5]1 


feld des Städtlbaches begrenzt wird, während sein südlicher und öst- 
licher Rand durch die Ortschaften Obermieming, Affenhausen und 
Wildermieming bezeichnet ist. Dieses gewaltige, flach gewölbte Schutt- 
feld wird hauptsächlich von Gesteinstrümmern des Hauptdolomits, 
Wettersteinkalkes und der Raibler Schichten zusammengesetzt. Fremde 
Gesteine sind verhältnismäßig sehr selten. Grobes Blockwerk ist nicht 
vorhanden. Der Bach hat sich 5-6 m tief darin eingefressen und 
stellt in der ganzen Gebirgskette den stärksten, lebendigsten Schutt- 
bringer dar. 

Die düstere, an schroffen, verwegenen Felsbildungen, an stäu- 
benden Wasserfällen großartige Schlucht durchdringt die Hauptdolomit- 


Fig. 20. 


Ostgipfelder oberen Platte 
2697 m 


in 
pr 


Breeue OSstflankeder 
“ Judenbach Hlamm 


AT 
‚na 


Sy 


\ 


ll n [ 


7:25009 7134 
W == Wettersteinkalk.. — R=Raibler Schichten. — :Rw — Rauchwacke. 
hd = Hauptdolomit. 


und Raibler Schichten und endet an einer hohen, lotrechten Wand 
von Wettersteinkalk. 

Die Hauptdolomitbänke fallen am Eingang der Schlucht steil 
nach Norden und verflachen dann mehr und mehr. Der Übergang 
wird ruckweise durch Sprünge eingeleitet. Es folgt darauf eine mäch- 
tige, stark gestörte und zerdrückte Dolomitzone, welche von tiefen 
Runsen zerschlissen wird. Innerhalb derselben erscheinen die Schichten 
steil aufgerichtet und fallen etwa 70° gegen Süden. In diesem Ab- 
schnitte stürzt der Bach fast unausgesetzt von Klippe zu Klippe. 
Auch diese- von der Ferne völlig konkordant aussehende mächtige 
Schichtgruppe ist von zahlreichen Rutschflächen zerschnitten, welche 
meist annähernd parallel den Schichtflächen verlaufen. So wechseln 
wohlgeschichtete Zonen mit zertrümmerten, welch letztere den Furchen 
und Runsen bequeme Angriftsstellen ermöglichen. 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Dr. O. Ampferer.) 66 


512 Dr. O. Ampferer. [62] 


Wie man aus den Schichtstellungen des Hauptdolomits unmittel- 
bar erkennt, haben wir eine Mulde vor uns, die heftig zusammen- 
gepreßt wurde. Mit einer Rauchwackenzone schließt sich im Hinter- 
srunde die Raibler Zone an den Hauptdolomit. Das Anstehende ist in 
der Tiefe der Schlucht nur sehr schwer zugänglich und war leider 
bei meinem Besuche von Lawinenresten fast vollständig verhüllt. 
Nach den Rollstücken in der unteren Schlucht dürften wenigstens 
petrographisch alle weiter verbreiteten Horizonte vertreten sein. Aus 
solchen Rolisteinen des Judenbaches hat Pichler eine ansehnliche 
Fauna aufsammeln können. Die Mächtigkeit der Mergel und Sand- 
steine ist an der Ostseite erheblich geringer als an der Westseite. 
Die höchste Erhebung der Judenköpfe besteht aus Rauchwacke, welche 
sern zu abenteuerlichen Türmen auswittert. Die Anlagerung der 
Raibler Schichten an die hohe Wettersteinwand ist nicht ganz gleich- 
mäßig und auf Störungen entlang der Grenzfläche so verschieden- 
artiger Medien zurückzuführen. 

Sowohl auf dem Grate der Judenköpfe wie auch auf dem jen- 
seitigen des Henneberges sind Kappen einer Gehängebreccie erhalten, 
welche als Seltenheit zentralalpine Gesteine umschließt. Sie besteht 
aus eckigen, ziemlich kleinen Trümmern von Wetterstein und bildet 
besonders auf den Judenköpfen dicke, frei ausstreichende Bänke. Es 
ist ohne weiteres klar, daß diese Breccien sich nicht bei einer der 
jetzigen Berggestaltung ähnlichen Lage hätten bilden können. Sie 
liegen auf Hauptdolomit und Rauchwacken knapp unter dem hohen, 
aus Wettersteinkalk gebildeten Berggewände der Oberen Platte und 
stellen verkalkte Schuttfelder derselben dar. Jetzt kollert der Schutt 
der oberen Gehänge über den Steilabbruch in die Tiefe der Juden- 
bachschlucht hinunter. Die Bildung dieser Gehängebreceien muß zu 
einer Zeit erfolgt sein, wo die Judenbachschlucht viel weniger tief 
und breit eingerissen war. Mit dieser Annahme stimmt auch die Be- 
obachtung überein, daß das breite Felsgehänge der Oberen Platte 
oberhalb der Schlußwand der Klamm keinerlei Fortsetzung derselben 
zeigt. Diese Wand steigt von West gegen Ost von 2000— 2200 m an 
und die Gehängebreccien sind in 1972 m und 2194 m daran angefügt, 
gleichsam als eine Fortsetzung der über dieser Felsstufe gelegenen 
Gehänge. Der Charakter einer jugendlichen Talbildung wird noch 
hervorgehoben, wenn man das westlich benachbarte Tal des Städtl- 
baches betrachtet. Während die Judenbachschlucht Seitenhänge mit 
zahlreichen vorspringenden Zacken, Türmen, Schichtbrettern mit schroff 
eingerissenen Furchen zeigt, begegnen wir hier abgerundeten, ge- 
glätteten Flanken, obwohl dieselbe Schichtfolge in derselben Stellung 
zugrunde liegt. Auch greift das Städtlbachtal viel weiter zurück, indem 
es mit den Karen an der Südseite der Mitterspitzen in Verbindung 
steht. Vor der Mündung dieses Tales ist ebenfalls wieder ein be- 
deutendes Schuttfeld ausgebreitet, das aber im Gegensatze zu jenem 
des Judenbaches größtenteils aus sehr grobem Blockwerk von Wetter- 
steinkalk gebildet wird. Dieses Schuttfeld stoßt im Osten mit dem 
Schuttkegel des Judenbaches zusammen, im Süden und Westen lagert 
es einer mächtigen Decke von Inutaler Grundmoräne auf. Hier reicht 
dieses „Steinreich“ bis Lehnsteig und Barwies im Süden, im Osten 


a a 


[63] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 513 


folgt der Krebsbach seinem Rande. Der Städtlbach durchbricht am 
Ausgange seines Tales diese Schuttmasse in enger, 10—12 m tief 
eingerissener Klamm. Der untere Teil dieses großen Schuttfeldes er- 
scheint ziemlich regelmäßig ausgebreitet, während der obere Teil 
(Hochbüheleck, 1081 m) eine Reihe von Wällen bildet, welche sich 
weit in das Tal hineinziehen. Sie bilden zu beiden Seiten hohe Schutt- 
dämme, von denen bei der Talteilung der eine am Abhange des 
Henneberges, der andere an jenem des Wankberges emporsteigt. 
Zwischen diesen Talzweigen, welche sich als mächtige Schuttfelder 
darstellen, schiebt sich ein steilförmiger Vorsprung vor, welcher aus 
Hauptdolomit und Raibler Schichten erbaut wird. Der Hauptdolomit 
ist stark zertrüämmert, die Raibler Schichten und der anschließende 
Wettersteinkalk fallen gegen 80° nach Süden. Die Rauchwacken sind 
hier verborgen oder nicht vorhanden. 

Innerhalb des Dolomits streichen aus: 

Splittrige, schwarze Mergel, 3—4 m; 

schwarzer Kalk mit Oolithstruktur, I m dicke Bank; 

grünschwarze Mergel, 1—2 m; 

schwärzlichgrauer Sandstein, auf den Verwitterungsflächen reich 
an Versteinerungsanschnitten (Myophoria Kephersteini, Corbis Mellingi), 
2—3 m mächtige Bank; 

schwarzer, kristalliner, harter Kalk mit Ammonitenresten; 

dünnblättrige, schwarze Mergelschiefer, oft mit sandiger Ober- 
fläche, 5—6 m. 

An der scharfen Grenzfläche gegen den Wettersteinkalk zeigen 
sich mehrere kleinere Querverwerfungen. 

In der Seitenfurche, welche vom Städtlbach gegen die Obere 
Platte ansteigt, sind die Aufschlüsse der Raibler Schichten verschüttet, 
dagegen finden sich in der breiten Furche, welche zum Städtltörl 
emporzieht, zwei kleine Schollen aus Rauchwacken und dunkelgrauem 
Kalk am Fuße der ungeheuren Wettersteinkalkwand der westlichen 
Griesspitze (2744 m). Am Städtltörl (2020 m) stößt unmittelbar der 
Hauptdolomit an den weißlichen Wettersteindolomit. Dabei ist die 
unmittelbar angrenzende Zone des bituminösen, bräunlichen Haupt- 
dolomits vollständig zerdrückt und schichtungslos, während die etwas 
entfernteren Lagen sehr deutlich geschichtet sind. Der weißliche, 
kristalline Wettersteindolomit (größtenteils schichtungslos) ist vom 
Gebiete des Städtlbaches an auf der Südseite der Griesspitzen, des 
Grünsteines und der Handschuhspitze verbreitet. Er nimmt wie im 
Karwendelgebirge auch hier am Aufbau der obersten Schichtlagen 
teil. Bemerkenswert ist am Städtltörl die starke Diskordanz im Fallen 
des Hauptdolomits gegen den Wettersteindolomit. 

Der nächste tiefe Einschnitt wird vom Sturlbache geschaffen. 
Dieses Tal strebt von der Mieminger Hochfläche in mehr nordöstlicher 
Riehtung gegen den Gebirgskamm empor. Der Bach verschwindet 
innerhalb dr Lehnbergalpe unter einer gewaltigen Schuttdecke, welche 
sich in der sogenannten „Hölle“ in drei mächtige Schuttgassen teilt. 
Eine steigt in der geraden Talfortsetzung zum Grünsteintörl empor, 
die beiden anderen folgen tiefen Furchen zwischen Hauptdolomit und 
Wettersteindolomit einerseits zum Städtltörl, anderseits zum Hölltörl 

66* 


514 Dr. O. Ampferer. [64] 


zwischen Grünstein und Höllkopf. Von den Raibler Schichten ist in 
diesem Bereiche nur am Hölltörl ein spärlicher Rest einer Rauch- 
wacke erhalten. 

Die langgestreckten Höhenzüge zu beiden Seiten des Lehnberg- 
tales bestehen aus Hauptdolomit, der indessen nicht mehr wie weiter 
östlich steil zusammengefaltet ist, sondern eine flache Mulde bildet. 
Auch diese Mulde ist von zahlreichen Sprüngen durchsetzt. 

Der innere Teil des Lehnbergtales ist ganz von riesigen Schutt- 
halden verhüllt, welche in rastloser Weiterbildung begriffen sind. 
Bei der kleinen Lehnbergalpe (1553 m) beginnt ein langgestreckter 
Schuttdamm, welcher wohl als Seitenmoräne eines Lokalgletschers 
zu deuten ist. Weiter talabwärts stellen sich zu beiden Seiten 
Schuttmassen ein, welche bis zum Ausgange des Tales reichen und 
hier als Grundmoränen entwickelt sind. Auffallend ist im vorderen 
Teile des Bachbettes das Vorherrschen von zahlreichen, sehr großen 
zentralalpinen Blöcken. Bei Arzkasten verläßt der Sturlbach das 
Lehnbergtal und zieht in südöstlicher Richtung über die Mieminger 
Terrasse hin. Bis zur Schloßklamm schneidet er durchaus in eine 
mächtige Decke von vorzüglich ausgebildeten Inntaler Grundmoränen 
ein. Dort durchbricht er eine Schwelle von saiger stehendem Haupt- 
dolomit in tiefer, enger Klamm und wendet sich dann in südlicher 
Richtung dem Inn zu, den er bei Mötz erreicht. Von Schloß Klamm 
an durchschneidet er hier geschichtete Schotter und Sande, von denen 
die unteren Lagen vielfach verkalkt sind. 

Westlich des Lehnbergtales ist nur noch ein größeres Tal, jenes 
des Mariaberger Baches, in das Vorgebirge eingeschnitten. Dieses 
Tal befolgt, soweit es das Vorgebirge durchdringt, eine nordsüdliche 
Richtung und steigt bis zum Mariabergjoch (1796 m) als flache Ein- 
furchung empor. Vom Taleingange bis über die Mariabergalpe (1617 m) 
hinan bildet Hauptdolomit den Untergrund, der nach den Aufschlüssen 
der felsigen Seitenhänge zu einer flachen Mulde verbogen ist. Der 
bituminöse Hauptdolomit grenzt im Hintergrunde dieses Tales ohne 
Zwischenlage von Raibler Schichten an Wettersteinkalk, welcher 
ebenfalls häufig dolomitisch ausgebildet ist. Die Raibler Schichten 
stellen sich erst wieder an der Südostseite der Handschuhspitze ein. 
Das Tal zeigt abgerundete Hänge und allenthalben bis zur Jochhöhe 
zentralalpine Findlinge. An beiden Talseiten stehen Reste von gut 
entwickelter Grundmoräne an, welche reichlich gekritzte und zentral- 
alpine Geschiebe enthält. Besonders die Westflanke zeigt gute Auf- 
schlüsse in diesen typischen Inntaler Grundmoränen, von denen sich 
ein bedeutender Rest ja sogar an der Ostseite des Mariabergjoches 
in über 1800 m Höhe befindet, von wo er sich nach Norden bis zum 
Bremsstadlkopf hinab erstreckt. Der Ubertritt eines Teiles des Inn- 
talgletschers ist in diesem Talzuge gleichsam Schrittweise zu verfolgen. 

Auf der Mieminger Terrasse lagert zwischen Sturl- und Maria- 
bergbach ein mächtiges Schuttfeld, welches die Paßhöhe zwischen 
Obsteig und Holzleiten besetzt hält. Die unregelmäßige, unruhige Ober- 
fläche mit ihren Wällen und Furchen verrät ein glaziales Schuttfeld, 
welches wohl von einem Gletscher des Lehnbergtales erzeugt worden 
ist. An seiner Ostseite hat der Sturlbach seinen Schuttkegel ange- 


[65] Geo]. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 515 


gliedert, während der Mariabergbach (im Unterlaufe „Strangbach“) 
im Norden eine tiefe Furche in die Terrasse eingenagt und von der- 
selben die Stufe von Aschland abgetrennt hat. Die großen Aufschlüsse 
in diesem Graben zwischen Holzleiten und Aschland sind bereits im 
Jahrbuche der k. k. geologischen Reichsanstalt (1904, Seite 98) be- 
schrieben worden und ist außerdem dieser Arbeit eine Abbildung 
eines Teiles derselben beigefügt. 

Westlich des Mariabergtales nimmt das Mieminger Vorgebirge 
rasch an Ausdehnung ab. Einige kleinere Gräben, unter denen der 
Pleißengraben der bedeutendste ist, durchfurchen das Gehänge und 
erschließen eine ziemlich regelmäßige Schichtfolge von südfallendem 
Wettersteinkalke, Raibler Schichten und Hauptdolomit (Fig. 21). 


Fig. 21. 


Süudhang der Handschuh Ip. 1300m 


7 76 
Breccie 


7 
JA 343 
Re 


Wir finden von oben nach unten folgende Schichtfolge: 


1 Dunkler kalkiger Dolomit, welcher in normalen Hauptdolomit über- 
geht; 

2 grauer Sandstein mit Pfianzenspuren (3 m); 

3 grauer plattiger Kalk mit Knollen und Stempeln auf den Schicht- 
flächen (4 m); 

4 Schichten grauen Kalkes, fast nur aus Schalenresten, Ostreu montis 
caprilis (3—4 m); 

5 graue Sandsteine (2 m); 

6 Oolithe (2—3 m); 

7 Sandsteine und schwarze Tonschiefer (3—4 m); 

8 dunkelgiäuer Kalk (25 m); 
9 dolomitische Rauchwacke (2 m); 

10 lichtgrauer, hellverwitternder Dolomit (15—20 m); 

11 schwarze Tonschiefer und Sandsteine (2—3 m); 

12 graue Kalke, Oolithe 2—3 m); 


516 Dr. O. Ampferer. [66] 


13 Sandsteine dünn und dicker geschichtet. Die dickeren Lagen 
wittern rot an (D m); 

14 Sandstein gelbgrün verwitternd mit Einschlüssen gelblichroter Ver- 
steinerungen (2 n); 

15 Sandsteine und schwarze Tonschiefer abwechselnd dünner und 
dicker geschichtet (7”—8 m): 

16 Wettersteinkalk. 

An der Südseite des Wannecks springt der Rauchkopf (1709 m) 
beträchtlich gegen Süden vor. An seiner Ostseite zieht eine riesige 
Schutthalde von Wettersteinkalk bis zum Tale hinab und verhüllt die 
Jüngeren Vorlagen. 

Im Westen dieser großen Schutthalde erscheint im Norden des 
Strangbaches eine Terrasse, welche jedoch nur zu kleinem Teil vom 


Fig. 22. 


Ansicht der l/errasse Ööskflich 
\ von Vassereith 


Grundgebirge aufgebaut wird. Dieses ist nur am Westabbruche der 
Terrasse (Fig. 22) gegen Nassereith erschlossen. Wir finden an- 
schließend an die südfallenden Wettersteinkalkplatten (1) des Geier- 
schrofens dunklen, bituminösen Kalk (2), Sandsteine, Schiefer, Oolithe 
(3) sowie einen dolomitischen Kalk (4). 

Diesem Sockel von Grundgebirge schmiegt sich ein festes Konglo- 
merat an, welches von einzelnen Sprüngen in eine Anzahl von plumpen 
Klötzen zerlegt ist. Die Bestandteile des Konglomerats bilden vor 
allem zentralalpine Gerölle, neben denen Gerölle aus den meisten 
(resteinsarten der benachbarten Kalkalpen vertreten sind. Dieses 
Konglomerat ist viel fester und gleichmäßiger verkittet als die im 
Inntale sonst verbreiteten verkalkten Schotter. Auch finden sich 
abgerollte Stücke desselben in den Schottern der Umgebung. Es ist 
zweifellos älter als die Schotter und Sande, welche in der Gegend 
von Roßbach ihm angelagert sind. 


[67] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 517 


Vom Abbruch der Terrasse gegen Nassereith streicht dieses 
Konglomerat in nahezu gleicher Höhe (1000 m) gegen Osten, bis es 
unter den Schuttmassen an den Seiten des Pleissenbaches verschwindet. 
Es bildet dabei fortlaufend mit kleinen Wandstufen gleichsam die 
Stirn dieser Terrasse. Der aufgelassene Annastollen (1016 m) ist 
längs seiner Decke eingetrieben. In der Umgebung dieses Stollens 
sehen wir am Abfalle gegen den Strangbach die Anlagerung von 
sandigem Lehm, der stellenweise mit Mehlsand wechselt. Tiefer sind 
gröbere Schotter angefügt. Auf der Decke des Konglomerats lagert 
bei dem Stollen eine Spur von undeutlicher, schwach bearbeiteter 
Grundmoräne, darüber sandige Schotter mit Mehlsandlagen. Noch 
höher sind stellenweise kalkige Grundmoränen mit gekritzten Ge- 
schieben vorhanden. Fine mächtige Lage von Gehängeschutt des 
Wannecks bildet den Abschluß. Am Abbruch gegen Nassereith zieht 
sich Grundmoräne bis gegen den älteren Schuttkegel des Strang- 
baches nieder. 

Damit kann die Beschreibung der Vorberge des Mieminger 
Kammes abgeschlossen werden. 

Im Bereiche der Mieminger Hochfläche tritt das Grundgebirge 
nur in einzelnen kleinen Kuppen bei Wildermieming, Affenhausen und 
Schloß Rlamm aus den einhüllenden Schuttmassen hervor. Der Be- 
stand und Aufbau dieser Terrasse, soweit er aus jüngeren Schutt- 
ablageruugen hervorgeht, ist schon im Jahrbuch der k. k. geol. 
Reichsanstalt, Wien 1904, 54. Bd., pag. 97—107 erörtert worden. 

So können wir hier gleich zur Beschreibung des Tschirgant- 
zuges übergehen. 

Dieser Kamm, welcher die Mieminger Hochfläche und weiterhin 
das Gurgltal vom Inntal scheidet, beginnt an der Westseite von Telfs 
mit mehreren schmalen Felsrücken, welche gegen Westen zu ansteigen 
und sich vereinigen. 

Diese Felsrücken streichen parallel mit dem Inntale und werden 
von flachen Furchen getrennt, deren Grund im östlichen Abschnitte 
aus dem Schuttboden des Inntales, im westlichen dagegen aus Grund- 
gebirge besteht. Das Grundgebirge ist ein dunkelbräunlicher, bitu- 
minöser Dolomit, der manchmal eine bläuliche Färbung annimmt. In 
der schon mehrfach erwähnten Arbeit über die Inntalterrassen im 
54. Bande des Jahrbuches hat diese Felsfurchenlandschaft von St. Moritz 
(pag. 106-—107) bereits eine Schilderung erfahren, auf die hier ver- 
wiesen werden kann. 

Der Hauptdolomit, welcher diese Landschaft bildet, ist größten- 
teils ungeschichtet. Deutliche Schichtung zeigt er hier nur im Norden, 
wo die Mieminger Straße den Engpaß des Mörderloches durchzieht. 
Ein etwas gegen Nordost gerichtetes Streichen ist mit 60—70° Nord- 
fallen verbunden. Gegen Süden hin wird der Dolomit mehr und mehr 
zerdrückt. Der letzte Felssaum am Inn ist großenteils nur eine 
Dolomitbrec@ie. Zahlreiche, oft glänzend polierte, ebene und bucklige 
Rutschflächen zerschneiden hier die Felsmassen. 

Der Höhenzug des Achberges (1033 m), welcher sich im Westen 
an die Felsfurchenlandschaft von St. Moritz schließt, wird bis in die 
Gegend von Stams von denselben Dolomitmassen aufgebaut. Gegen- 


518 Dr. O. Ampferer. [68] 


über von Stams stürzt der Lehnbach (Vereinigung von Städtl- und 
Judenbach) in enger Schlucht zum Inn herab. Im unteren Teile dieser 
Schlucht zeigt der Hauptdolomit deutliche Schichtung mit steilem Nord- 
fallen. Etwas westlich von der Mündung dieses Baches setzt am Inn- 
strande eine Zone von hellem, graulichem, oft weißlichem Dolomit 
ein, welcher durch einen schmalen, ganz verklemmten Streifen von 
schwarzen Mergeln, dunklen Kalken, Gips und Sandsteinen vom Haupt- 
dolomit getrennt wird. Diese Einschaltung zwischen dem hangenden 
dunkelgrauen oder braunen bituminösen und dem liegenden licht- 
graulichen oder weißlichen Dolomit ist nur eine kurze Strecke weit zu 
verfolgen. Dann stoßen die beiden Dolomite unmittelbar zusammen und 
ist ihre Grenze schwer genau zu bestimmen. So besteht der Höhenzug 
des Sabberges zwischen Lehnbach und Mötz im nördlichen Abschnitte 
aus Hauptdolomit, im südlichen aus Wettersteindolomit. Die Wall- 
fahrtskirche Locherboden steht auf Wettersteindolomit. Bei Mötz 
wird der Scheidekamm zwischen Inntal und Mieminger Hochfläche 
durch die tiefe Schlucht des Klammbaches unterbrochen. 

Jenseits derselben treffen wir aıs genaue Fortsetzung des Wetter- 
steindolomits des Locherbodens einen lichtgrauen, meist dolomitischen 
Kalk. Entsprechend der Mergel- und Sandsteineinlage im Süden des 
Saßberges haben wir hier einen deutlich ausgebildeten Zug von Raibler 
Schichten, welcher wieder von Hauptdolomit überlagert wird, der 
in großer Mächtigkeit den Grünberg zusammensetzt. Von diesem Profil 
hat bereits Skuphos in seiner Untersuchung über die stratigraphische 
Stellung der Partnachschichten in den Nordtiroler und bayrischen 
Alpen in den Geognostischen Jahresheften (München 1891, pag. 
118—124) eine sehr eingehende Darstellung veröffentlicht. 

Westlich von Mötz taucht aus der Innebene ein kleiner Hügel 
(680 m) empor, welcher in der südlichen Hälfte aus 60° südfallendem, 
lichtgrauem, gebanktem Kalke, in der nördlichen aus lichtgrauem, 
stark zertrümmertem Dolomit besteht. In der Fortsetzung seiner 
Streichriehtung begegnen wir etwa 250 m weiter westlich vom Berg- 
fuße deutlich entwickelten Muschelkalkschichten. Dieselben bilden 
von hier bis über Silz hinauf die unterste Gehängestufe, über welcher 
der meist dolomitisch entwickelte Wettersteinkalk in schroffen, ge- 
schlossenen Wänden aufsteht. Die Muschelkalkschichten, die ebenfalls 
parallel dem Inntale streichen, zeigen steiles Südfallen. Dunkelgraue 
Kalke, dünngeschichtete graue, grüne, rötliche Kalke, hellgraue Kalke 
mit roten und grünen, sandigen, schiefrigen Zwischenlagen und großen 
Kuppeln und Knollen auf den Schichtflächen bilden diesen Streifen. 

In steilen Wänden strebt der Wettersteindolomit zwischen Silz 
und Magerbach aus dem Inntale empor. Nur streckenweise sind in 
seinem Hangenden Mergel und Sandsteine der Raibler Schichten ent- 
wickelt, welche dann eine schmale Stufe bedingen, über welcher 
steil das Gehänge des Hauptdolomits aufsetzt. 

Westlich von Magerbach beginnt eine Anzahl von größeren 
Bergstürzen, welche mächtige Nischen aus dem Berggehänge gerissen 
und große Schuttmassen ins Inntal geworfen haben. 

Der erste Bergsturz (Fig. 23), dem wir begegnen, ist besonders 
deutlich ausgebildet. Sein großes Schuttfeld dehnt sich hauptsächlich 


[69] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 519 


auf der Südseite des Inns, im Westen des Dorfes Haimingen aus. Sein 
Abrißgebiet steigt gegen den Kamm zwischen; Simmering und Tschir- 
gant bis etwa 1700 m empor. Die Ausbruchnische liegt im Bereiche des 
Hauptdolomits. Dieselbe verengt sich im Gebiete des Wetterstein- 
dolomits zu einer steilen Furche, in welche ein hoch ansteigender 


NOrERT ED 
Fig. 23. 


Ad 


Weg zur Haımin ger 
Alpe 


W 
Sirasse von 
Arge = Magerbach GEGEN 
2: 25000 Roppen 


Kartenskizze des Magerbacher Bergsturzes. 


W = Wettersteindolomit, — #2 = Raibler Schichten (Mergel-Sandsteine). 
RK= Raibler Kalke — Rw = Rauchwacke. — hd — Hauptdolomit. 


/ 


Schuttkegel eingelagert ist, der an der Westseite von tiefen Furchen 
zerrissen wird. 
Zu beiden Seiten dieses Bergsturzes haben wir le Aufschlüsse 
in den begleitenden Gesteinsschichten. 
Jahrbuch d. k. k. geol. Reicusaustalt, 1905, 65. Bd., 3. u. 4. Hft. (Dr. O. Ampferer.) 67 


520 Dr. O. Ampferer. [70] 

An der Ostseite wie an der Westseite bilden steile Felsen von 
lichtgrauem Wettersteindolomit die unteren Flanken. 

Stellenweise ist saigere Schichtung bemerkbar. 

Darüber setzen Raibler Schichten ein, welche an der Ostseite 
klar aufgeschlossen sind. Wir finden hier (Fig. 24.) von oben nach unten: 
1 Schwarze, gebankte Kalke, auf den Schichtflächen Kuppen und 

tiefe Gruben. Sie wechseln mit dunkelgrauen Kalkbänken. Die 
Gruben sind weit schärfer eingeprägt als bei den Knollenkalken 


des Muschelkalkes; 


Fig. 24. 


ef? 


[4 


NANNY < 
Se, 
73, 


ANNO 


2 mattschwarzer, großmuschelig springender Mergelkalk, welcher als 
Zementkalk abgebaut wird, 1!/, m; 4 
3 dieser Mergelkalk geht in mehr sandige Beschaffenheit über, !/; m; 
4 dünngeschichtete, leicht zerfallende schwarze Mergel, 3 m; 
5 !o—1 m dicke Bank im Bruch schwarzer, in. der Verwitterung 

gelblicher Kalke, Oolithstruktur ; 
6 dünne, blättrige, schwarze Mergel, 2 m; 
7 schmale, 1—2 dm starke Zone schwarzen, oft sandigen Kalkes mit 


Muschelschalen ; 


[7 1] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger ı. südl. Wettersteingebirges. 59] 


3 zerbröcklige, schwarze Mergel; 

9 schwärzlichgraue Sandsteine, auch grünlich, oft rötlich anwitternd, 
stark zerfallen; 

10 splittrige, zerdrückte, schwarze Mergel; 

11 hellgrauer Wettersteindolomit, der eine vorstehende Wand bildet. 


Der ganze Schichtverband ist von gekreuzten Querverwerfungen 
durchdrungen, welche sich deutlich an den festeren Kalklagen (Fig. 25) 
erkennen lassen. 

Von diesem Aufschluß der Raibler Schichten läuft an dem Rande 
des Bergsturzes eine größere Querverwerfung, der entlang die westliche 
Fortsetzung der Raibler Schichten stark emporgerückt erscheint. Wo 


Fig. 25. 


“ Kalkplasten |} 


& SD. 


Ansicht der Kalkplattenwand A von Fig. 24. 


der Steig, welcher von Magerbach über den Schuttkegel heraufleitet, 
ins Felsgehänge übertritt, sehen wir unmittelbar an Hauptdolomit 
angeworfen Fetzen von gepreßten Mergeln, dunklen Kalken und 
Rauchwacken. Es ist nur ein kleines Vorkommen, doch entsprechen 
ihm am jenseitigen Rande des Abbruches die dort angeschnittenen 
Raibler Schichten als unmittelbare Fortsetzung. 

An diesem Rande treffen wir unten entsprechend Wetterstein- 
dolomit, dann einen Zipfel von schwarzen Mergeln und dunklem Kalk. 
Dieser Kalk wird von einer verdrückten Zone von Mergeln, Sand- 
steinen und ‘dunklen Kalken überlagert. Diese Zone ist stark zer- 
preßt und keilförmig eingeengt. Darüber lagert etwa 100 m zer- 
trümmerter, mörtelartiger Dolomit mit Lagen von Rauchwacken. 
Hier geht das steile Nordfallen der unteren Schichten in ein flaches 
der oberen festen Hauptdolomitmassen über. 

67* 


592 Dr. 0. Ampferer. [72] 


Vergleichen wir die beiden Seitenwände dieses Bergsturzes, so 
seht in seinem Bereiche eine starke Querverschiebung der Schichten 
hervor. Dazu wechselt auch die Streichriehtung, was besonders an 
den Raibler Zonen erkennbar ist. Jedenfalls entspricht die Ausbruch- 
stelle dieses Bergsturzes einer größeren Querstörungszone. 

Das Schuttfeld dieses Bergsturzes breitet sich im Süden des 
Inns, zwischen Haimingen und Riedern aus. Es ist ein waldbe- 
decktes, kleinwelliges Hügelland, an dessen Oberfläche große eckige 
Blöcke aus Wettersteinkalk neben kleinem Trümmerwerk aus Haupt- 
dolomit vorherrschen. Es finden sich jedoch neben den anderen 
Gesteinen des Abrißgebietes auch gerollte zentralalpine Schotter, 
welche diesen Schuttmassen aufgelagert sind. Im Süden zieht 
zwischen diesem Schuttfelde und dem Urgebirge eine flache Einsenkung 
durch, welche von quarzigem, feinem Sand, zentralalpinen Schottern 
und groben Blöcken (aus dem Otztale) erfüllt ist. Ebenso ist dieses 
Schuttfeld von jenem des Tschirgantbergsturzes durch eine ähnlich 
aufgebaute Niederung abgeschieden. Der Inn schneidet in dieses 
Hügelland ein und zeigt uns den Aufbau der Bergsturzmassen. 
Eckiger, sehr ungleich grober Schutt aus den Gesteinen der Berg- 
lehne liegt in einer schlammigen Masse. Gerade unterhalb der Aus- 
striche der Raibler Schichten bemerken wir größere, fast nur aus 
schwarzen Mergeln und Sandsteintrümmern aufgebaute Einlagen, 
welche sich durch ihre dunkle Färbung von der helleren Umgebung 
scharf abheben. Der Schuttkegel, welcher sich vom Inn in die 
Absturznische emporzieht, ist eine jüngere, in steter Weiterent- 
wieklung begriffene Bildung. 

An der Westseite dieses Schuttkegels tritt neben der Inn- 
schlinge ein Felskap vor, das aus steil aufgerichteten Platten dunklen, 
oft dolomitischen Kalkes besteht. Die Schichtflächen sind gewellt 
und mit Mergelbelag versehen. An der Westflanke dieser Felsen, 
die wahrscheinlich den Raibler Schichten angehören dürften, ist Grund- 
moräne mit gekritzten und zentralalpinen Gesclhieben erhalten, welche 
bis zum Inn hinabzieht. An der oberen Kante dieser Felsen liegt 
ebenfalls Inntaler Grundmoräne und darüber setzt dann eckiger 
Schutt ein. Wenn wir von diesem Bergsturze gegen Südwesten 
weitergehen, so gelangen wir nach kurzer Unterbrechung in einen 
Bereich, welcher durch eng aneinander grenzende Bergsturznischen 
völlig zerfurcht wird. Man kann drei größere Nischen unterscheiden, 
welche hauptsächlich im Hauptdolomitgebiete sich ausbreiten. Daran 
schließt sich dann der größte, südwestlichste, dessen Ausbreitung 
indessen hauptsächlich in den Bereich von Wettersteinkalk und 
Dolomit fällt. Es ist der große Bergsturz der Weißen Wand an 
der Südostseite des Tschirgants. Betrachten wir die ersteren Berg- 
stürze näher, so sehen wir an den Felsrippen, welche die einzelnen 
Nischen trennen, ein ruckweises Höhersteigen der Schichten. Das 
tritt besonders deutlich an dem Streifen der Raibler Schichten hervor, 
der in jeder westlicheren Rippe höher oben erst vortritt. An der 
Nordseite der Weißen Wand übersetzt dieser Schichtzug den Tschir- 
santkamm und zieht auf der Nordseite abfallend über die Karröstner 
Alpe gegen Imst. Die Schichten sind auffallend zerdrückt, der an- 


[73] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 593 


liegende Dolomit ist großenteils nur eine feintrümmerige Breeccie. 
Unter diesen Bergstürzen liegen gewaltige Schuttkegel, doch fehlt 
ein besonderes Schuttfeld, wie wir es am Magerbacher und Tschir- 
gantbergsturz so ausgezeichnet entwickelt finden. 

Der große Tschirgantbergsturz (Fig. 26) entsendet einen 
mächtigen flachen Schuttkegel (1) die „Breite Muhr“, gegen Süden 
und drückt damit den Inn vom Berggehänge ab. An der Westseite 
dieses Schuttkegels begegnen wir von der Straße aufwärts Felsstufen, 
welche aus einem festen, im Bruche schwärzlichen, in der Verwitterung 
(besonders an vom Wasser abgescheuerten Stellen) bläulich er- 
scheinenden Dolomit bestehen. Dieses Gestein ist von zahlreichen 
weißen Kalkadern durchbrochen, welche ihm ein ganz charakte- 
ristisches Aussehen verleihen. Steigen wir entlang der „Breiten 
Muhr“ gegen den Ausgang der Bergsturznische empor, so finden wir 


Fig. 26. 


Weisse Wand a7 


Sshufstrom der Mnhr 
der Weissen Wand 


Inn 1 


hier dasselbe Gestein (3) wieder. Es streicht parallel dem Inntale 
bei einem etwa 70° betragenden Südfallen. Höher am Berggehänge 
lagern hier zu beiden Seiten der Bergsturznische 40—80 m mächtige 
grellgelbe (4) Rauchwacken, welche kecke Türme und Zinnen bilden. 
Hinter dieser Rauchwackenzone setzen in sehr ungleicher, aber meist 
geringer Mächtigkeit arg zerquetschte, splittrige Mergel (5) ein. Im 
Bruche erscheinen sie schwarz, in der Verwitterung gelblich. Ihnen 
sind hellgraue dolomitische und dunkelgraue Kalke (6) angelagert. 
Darüber erhebt sich in schroffem, prachtvollem Aufbruch der helle, 
weißliche Wettersteindolomit (7) der Weißen Wand. 

Verfolgen wir diesen Zug von Rauchwacken, Mergeln und Kalken 
gegen Westen, so sehen wir ihn an der Südseite des Tschirgants über 
die Karreser Alpe in die Gräben oberhalb von Karres und Karrösten 
übersetzen. Hier haben wir es mit sicheren Raibler Schichten zu tun, 
so daß es.nächstliegend ist, auch die Zone am Fuße der Weißen Wand 
dazuzurechnen. Danach wäre der darunter ausstreichende Dolomit 
als Hauptdolomit anzusprechen. Diese oben geschilderte Zone von 
Rauchwacken, Mergeln und Kalken verschwindet östlich der Weißen 
Wand unter dem Trümmerwerke der dortigen Bergstürze. 


524 Dr. OÖ. Ampferer. [74] 


Schon östlich von der „Breiten Muhr“, besonders aber westlich 
begegnen wir großen Massen von vorzüglich entwickelter Inntaler 
Grundmoräne (2 in Fig. 26). In keilförmigen Resten lagert sie zwischen 
den Schuttkegeln den Felsstufen an. An der Westseite der „Breiten 
Muhr“ steigen die Grundmoränen in großer Mächtigkeit bis zum Inn- 
strand nieder. Uber ihre Bedeutung für die Altersbestimmung des 
Tscehirgantbergsturzes habe ich in den Verhandlungen der k.k. geo- 
logischen Reichsanstalt Nr. 3, 1904, bereits ausführlicher berichtet. 

Im Süden des Tschirgants ist eine Terrasse vorgelagert, welche 
östlich von Roppen mit einem Felshügel aus hellgrauem, ungeschichtetem 
Dolomit beginnt. Diese Terrasse wurde von Blaas nach dem Dorfe 
Karres als Feisriegel von Karres bezeichnet. Die nähere Beschreibung 
ihres Aufbaues soll hier nicht gegeben werden, da sie nur im Zu- 
sammenhange mit der Darstellung jenes Streifens von jüngeren Schichten 
verständlich ist, welcher von der Gegend von Roppen bis Zams an 
der Südseite des Inns unmittelbar dem Urgebirge anliegt. Eine Schil- 
derung der glazialen Erscheinungen im Bereiche des Felsriegels von 
Karres habe ich im Jahrbuch der k. k. geologischen Reichsanstalt 
1904, 54. Bd., pag. 123—133, gegeben. 

Uber dieser Terrasse strebt steil der Tschirgant (2372 m) empor, 
mit welchem der Bergkamm im Westen endet. Einige Schluchten sind 
in sein Südgehänge eingerissen, welche uns den Aufbau der Schichten 
entblößen. 

Von Karres ziehen zwei größere Gräben bergan, von denen 
der westlichere vorzügliche Aufschlüsse im Grundgebirge gewährt, wo- 
segen der andere Grundmoränen in gewaltiger Entfaltung zeigt. Die- 
selben liegen im unteren Teile des Grabens auf einem blau anwit- 
ternden, weißadrigen Dolomit von ganz derselben Ausbildung, wie wir 
ihn am Fuße der „Weißen Wand“ kennen gelernt haben. Dieser 
Dolomit erbaut hauptsächlich die Felshöhen zwischen dem Graben 
von Karres und der Weißen Wand. Darüber folgt eine vielfache 
Schichtfolge der Raibler Schichten, welche jedoch erst im westlicheren 
Graben deutlich erschlossen ist. Die stark bearbeiteten Grundmoränen 
steigen entlang diesem Graben von der Terrasse bis gegen 1400 m 
empor und enthalten in großen Mengen gekritzte und zentralalpine 
Geschiebe. Der ganzen Ausbildung nach haben wir es hier mit einem 
der größten Aufschlüsse von Grundmoränen des Inntalgletschers zu 
tun. Bemerkenswert ist der Einschluß größerer zentralalpiner Blöcke. 
Der benachbarte westlichere Graben, welcher etwas tiefer eingeschnitten 
ist, zeigt vorzüglich stark gefaltete Raibler Schichten, in denen Sand- 
steine mit Mergelzwischenlagen eine auffallend mächtige Entfaltung 
einnehmen. 

Der blaue, weißadrige Dolomit erscheint in diesem Graben 
(Fig. 27) viel weniger mächtig und endet schon etwa 200 m tiefer 
als im östlichen Graben. Steigen wir in die Schlucht hinein, so treffen 
wir gleich am Beginn eine Scholle von gelber Rauchwacke, welche 
dem blauen Dolomit auflagert. Darüber haben wir folgende Schichtfolge: 

1 Blauer, weißadriger Dolomit; 
2 dieser Dolomit wird durch Einschaltung von schwarzen Mergel- 
schiefern zerlegt. Kalkige Bänke stellen sich ein; 


[75] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 525 


3 mächtiges felsenbildendes Lager zerdrückter, schwarzer Mergel- 
schiefer mit Sandsteinlagen, 20— 30 m; 

4 Lage von blauem Dolomit (20-—25 m), oben dünngebankt mit dicken, 
weißen Adern; 

5 mächtige Folge heftig zerfalteter Massen von schwarzen Mergel- 

schiefern und wechsellagernden Sandsteinen. Letztere zeigen 

prächtige Faltungen und Knickungen; 

grauer, mörtelartig zerdrückter Dolomit; 

schwarze Mergelschiefer; 

1a —?/, m starke Lage von schwarzem Kalk (Oolithe), Versteinerungs- 

reste, rötlichbraune Verwitterung; 


[0 ei Kor) 


Fig. 27. 


Tschirgant 


2372 m 


raben nördlich vor 
Marres 


NND 


7:25000 


Rw = Rauchwacke. 


9 schwarze Mergelschiefer und Sandsteine; 

10 grauer, mörtelartiger, zerdrückter Dolomit (83—10 m), oben sind 
einige feste, 5—6 cm starke schwarzblaue Dolomitbänkchen ; 

11 schwarze Mergelschiefer und Sandsteinzonen, 40—50 m; 

12 grell gelbrote Rauchwacken wie am Südfuße der Weißen Wand, 
10—15 m; 

13 unten dünn (l—2 dm), dann immer dicker geschichteter hell- 
grauer Dolomit mit rauhhöckerigen Flächen, geht in lichtgrauen 
Wettersteinkalk (14) über. 

Der Wettersteinkalk bildet in steilen Wänden und Hängen den 
oberen Tefl des Tschirgants. Hier sind mehrfach alte Stollen auf 
Bleiglanz und Galmei zu sehen. 

In diesem Profil fällt neben der ungewöhnlichen Mächtigkeit der 
wechsellagernden Mergelschiefer und Sandsteine die eigentümliche 
gegen den Wettersteinkalk einfallende Schichtstellung besonders auf. 


596 Dr. O. Ampferer. [76] 


In dem weiter westlich gelegenen Graben, der von Karrösten 
gegen den Tschirgant aufstrebt, entdecken wir wieder eine vielge- 
sliederte Folge von Raibler Gesteinen. Auch hier haben wir größten- 
teils ein gegen den Wettersteinkalk gerichtetes Einfallen der Raibler 
Schichten (unten 80° gegen Süd, oben 40—50° gegen Nord) zu ver- 
zeichnen. Die Schichten stehen durchaus ziemlich steil und zeigen 
keine solehen Faltungen wie in dem eben geschilderten Graben von 
Karres. Die Reihenfolge ist hier von unten nach oben folgende: 


Dunkler, weißadriger Dolomit; 

schwarze Mergelschiefer und Sandsteine, 5-6 m; 

grauer Dolomit, 20—30 m; 

schwarze Mergelschiefer und Sandsteine, 6—8 m; 

graue Rauchwacke, 20—30 m; 

schwarze Mergelschiefer ; 

gelbliche Kalke voll schwarzer Muschelschalen, 3 m; 

Sandstein, 1—1!/, m; 

schwarze Mergelkalkbank (1 m), muscheliger Bruch und gelbliche 

Verwitterung; 

0 splittrig brechende Mergelschiefer; 

1 gelbrote Rauchwacke (40—60 m), darinnen liegen gelbliche, blätt- 
rige, dünne Mergel, Bänke dunkelgrauen Dolomits, Zonen von hell- 
srauem, zertrümmertem Dolomit; 

12 Sandsteine; 

15 schwarze Mergelschiefer; 

14 hellgrauer Wettersteinkalk. 

Gegen Westen verarmt der Zug der Raibler Schichten auffallend 
rasch. Am Wege, welcher von Karrösten am Westabfalle des Tschir- 
sants gegen die Karröstner Alpe leitet, finden wir nördlich des blauen 
Dolomits, der den Hügel (986 m) bei dem Dorfe aufbaut, nur wenige 
Schichtglieder der Raibler Zone. Zuerst stellen sich Knollenkalke, dann 
hellgrauer Dolomit ein. Gletscherschliffe und Inntaler Grundmoränen 
sind darauf mehrfach erhalten. Eine 6—8 m breite Einschaltung von 
schwarzen Mergelschiefern und Sandsteinen trennt den Dolomit von 
dem Wettersteinkalke, welcher gegen Imst streicht und etwa 40° 
gegen Süden einfällt. Folgen wir dem Wege weiter, so treffen wir 
nach Durchquerung der mächtigen, größtenteils ungeschichteten Wetter- 
steinkalkmassen wieder auf einen Zug von Raibler Schichten, der aber 
heftig gestört ist. Schwarze Mergelschiefer und Sandsteine, Oolithe, 
dunkelgraue Kalke bilden den Hauptbestand dieses sehr unregel- 
mäßigen Streifens. Im Norden schließen sich große Massen von bitu- 
minösem, bräunlichem Hauptdolomit daran, welche die Abhänge gegen 
das Gurgltal beherrschen. 


oO DD 


Tal der Leutascher Ache. 
(Fig. 28 - 29.) 


Im Süden des Wettersteingebirges ist das Tal der Leutascher 
Ache eingesenkt, welches die Grenze gegen das Mieminger Gebirge, 
die Seefeld-Leutascher Hochfläche und den Kamm der Arnspitzen zieht. 
In diesem Talzuge können wir bis zur Einmündung in das Isartal 


mr 


[77] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 527 


leicht drei Abteilungen unterscheiden. Vom Ursprung bis zum Aus- 
tritt in die Weitung von Leutasch ist das Tal ziemlich eng. Dieses 
oberste Talstück zwischen Wetterstein- und Mieminger Gebirge trägt 
den Namen Gaistal und wird von Konglomeratfelsen, den sogenannten 
„Ofen“, abgeschlossen. Daran reiht sich eine ausnehmend flache und 
breite Talstrecke, welche sich bis zur Leutaschklamm ausdehnt. In 
diesem Abschnitte durchbricht die Ache in enger tiefer Schlucht den 
vorliegenden Wall von Wettersteinkalk, der den Kamm der Arnspitzen 
mit dem Wettersteingebirge verbindet. 

Das Gaistal folgt im allgemeinen einer tektonischen Mulde. Im 
weiteren Verlaufe durchbrieht jedoch die Ache erst den Nordflügel 
dieser Mulde und dann das Verbindungsstück der Arnspitzen mit dem 
Wettersteingebirge. 

Die Gipfel des Mieminger Gebirges stürzen in steilen, hohen 
Wänden gegen das Gaistal nieder. Betrachten wir diese Wände näher, 
so sehen wir sie aus steilgestellten Schichttafeln des Wetterstein- 
kalkes erbaut, welche vielfach von flach einfallenden Rutschflächen 
zerschnitten und daran verschoben sind. Während nun aber im öst- 
lichen Teile die steilen Wettersteinkalkplatten bis ins Tal in gleicher 
Neigung niederreichen und hier von Raibler Schichten bedeckt werden, 
sehen wir sie im westlichen Abschnitte unten zu einer flachen Mulde 
aufgebogen. 

Wir haben im großen entlang dem Gaistale eine Mulde vor uns, 
deren Achse sich von Ost gegen West bedeutend erhebt. Freilich 
ist die Ausbildung dieser Mulde eine sehr unregelmäßige, was in- 
dessen vor allem von dem Nordflügel zu gelten hat. Entsprechend 
der allgemeinen Erhöhung der Muldenachse haben wir vom Eingange 
des Gaistales bis über den Leitenbach hinaus als Kern Hauptdolomit, 
von da bis über die Tillflußalpe vor allem Rauchwacken und Kalke 
der Raibler Schichten. Weiter westlich taucht schon an der Nordseite 
des Tales ein längerer Streifen von hellem Wettersteinkalk auf. Der- 
selbe verschwindet westwärts unter dem Schutte, dafür erhebt sich 
von der Gegend der Feldernalpe (1522 m) an ein zusammenhängender 
Zug von gleichem Wettersteinkalk, welcher vorerst einen hohen Wall 
zwischen der Einsenkung der Pestkapelle und dem obersten Gaistale 
bildet. Dieses endet mit der Mulde des Negelsees (1550 m). Der 
Wettersteinwall aber setzt sich gegen Westen als ein immer freier 
vortretender Wandgürtel fort, welcher erst im Norden der Ehrwalder 
Sonnenspize zugleich mit dem Mieminger Gebirge ein Ende findet. 
Von der Gegend der Feldernalpe an westwärts bildet dieser Wetter- 
steinkalkzug eine an den mächtigen Sattel des Mieminger Gebirges 
unmittelbar angebogene Mulde. An der Westseite des meist ausge- 
trockneten Negelsees erbaut ein mächtiger Moränenwall die Wasser- 
scheide. Durch die Einschiebung des eben geschilderten Wetterstein- 
kalkwalles kommt so eine eigentümliche Talverknüpfung zustande, 
indem wir südlich desselben das gegen Osten fällige Gaistal, nördlich 
eine gegen Westen absinkende Talfurche haben. 

Die Gegend des Negelsees ist reich an glazialen Schuttmassen, 
welche aus dem Brandl- und Igelseekar stammen. Aus dem erstge- 
nannten großen Kar streben zwei mächtige Moränenwälle heraus, 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Dr. O. Ampferer.) 68 


Or 


98 Dr. O. Ampferer. [78] 


während vor dem zweiten der Negalsee ruhte, welcher ebenfalls von 
einem Moränenwall umspannt wird. 

Unterhalb der Seeschwelle entspringt im Schutt der Negelsee- 
bach, welcher sich bei der Feldernalpe mit einem Zufluß von den Ge- 
hängen der Issentalköpfeln vereinigt. Die Aufrisse des Negelseebaches 
enthüllen vom See bis in die Gegend der Federnalpe schlammigen, 
hellweißen Grundmoränenschutt eines kalkalpinen Gletschers. Gekritzte 
Wettersteinkalkgeschiebe sind ziemlich häufig zu finden, zentralalpine 
dagegen fehlen. Bei der Federnalpe schließen sich von der Nordseite 
mächtige Schutterrassen an, welche oberhalb der Alpe eine breite 
Stufe aufbauen. Sie dürften ebenfalls einem Lokalgletscher angehören, 
welcher unter den stolzen Wänden der Plattspitzen seinen Ausgang 
nahm. Von der Feldern- bis gegen die Tillflußalpe breiten sich 
reichlich frische Schuttfelder an den Seiten des Baches aus. Tillfluß 
selbst liegt auf einem starken Schuttkegel des Kotbaches. Von der 
Einmündung dieses Baches weg heben sich an beiden Talseiten Ter- 
rassen hervor, welche von den Raibler Schichten aufgebaut werden. 
An der Südseite hat die Terrasse nur eine sehr begrenzte Ausdehnung 
und reicht bis gegenüber der Mündung des Leitenbaches. In diesem 
Streifen der Raibler Schichten treten neben Rauchwacken und grauen 
Kalken auch Sandsteine, schwarze Mergel und Oolithe auf. Bei der 
Mündung des Leitenbaches geht nicht nur die Raibler Zone, sondern 
auch der weißliche Wettersteinkalk des Mundegewölbes auf die Nord- 
seite des Tales über. Der Wettersteinkalk, welcher Chemnitzien um- 
schließt, bildet hier bis zur Einmündung des Sulzbaches die Unter- 
lage der breiten Terrasse der Hämmermoosalpe (1419 m). In dieser 
Strecke läuft die Ache in einer tiefen, steilwandigen Felsschlucht. 
Schon östlich des Kotbaches begegnen wir auf der nordseitigen Ter- 
rasse der Raibler Schichten (Rauchwacken und graue Kalke) Anlage- 
rungen von Grundmoränen und einzelnen zentralalpinen Trümmern. 
Der Einschnitt des Leitenbaches enthält an seiner Westseite im 
Hintergrunde der Terrasse eine mächtige Einlagerung von Grund- 
moränen. In noch größeren Ausmaßen sind solche im Süden und be- 
sonders an der Westseite der Hämmermoosterrasse eröffnet. 

Hier haben wir es bereits mit stark und gleichmäßig bearbeiteter 
Grundmoräne zu tun, welche reichlich gekritzte Geschiebe führt. Be- 
merkenswert ist daran das häufige Vorkommen von zentralalpinen Ge- 
röllen. Die Saat der zentralalpinen Gesteine reicht vom ÖOstausgange 
des Tales bis in die Gegend östlich von Tillfluß. Das fällt zusammen 
mit der Einsenkung der Niedermunde (2065 m), welche sich dort im 
Wall des Mieminger Gebirges öffnet und von Eismassen des Inntal- 
gletschers überschritten wurde. Allerdings ist es bei der bedeutenden 
Höhe dieses Sattels sehr unwahrscheinlich, daß auf diesem Wege 
zentralalpine Geschiebe in die Gaistaler Grundmoränen gelangt sein 
sollten. Dieselben sind wohl dadurch zu erklären, daß der Inntal- 
gletscher von Osten her den Gletscher des Gaistales zurückdrängte 
und unterschob. Von der Mündung des Sulzbaches an begleiten Rauch- 
wacken zu beiden Seiten die Leutascher Ache. Dem Umbiegen des 
Gewölbes der Hohen Munde entsprechend tritt darauf Hauptdolomit 
hervor, an den sich die Konglomeratfelsen der „Ofen“ anschmiegen. 


[79] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 529 


Dieses Konglomerat besteht aus abgerollten Gesteinen des Gaistales, 
zwischen denen als Seltenheit zentralalpine Gerölle vorkommen. Durch 
ein kalkiges Bindemittel sind diese geschichteten Schuttmassen ver- 
kittet. Die Richtung seiner steilgeneigten Bänke weist auf einen jetzt 
nicht mehr vorhandenen Hang an seiner Westseite hin. Die Ache 
fließt über die Schichtköpfe dieses Sperrkonglomerats, welches die 
heutige Talfläche unterteuft. 

In nächster Nähe haben wir an den Seiten der Mündung des 
Klammbaches ein ganz gleichartiges Konglomerat, welches jedoch flach 
gebankt erscheint. Dieses Konglomerat lehnt sich im Norden an flach 
gewellte Schichten des Hauptdolomits. Dringen wir aber weiter in 
dieser Schlucht aufwärts, so finden wir oberhalb der kleinen Haupt- 
dolomitstufe neuerdings einen Konglomeratrest eingelagert. Ebenso 
entdecken wir in Aufrissen der „Oberle Mähder“, welche eine Ter- 
rasse östlich des Klammbaches bekleiden, mehrfach als Grundlage das- 
selbe Konglomerat. 


Fig. 28. 


NM, Pberle Mahder 


Leutascher 


hd — Hauptdolomit. — Co — Konglomerat. — Gr.M. — Grundmoräne. 


Weiter östlich finden wir südlich der Ache in der Umgebung 
des Weitacher Sees ebenfalls ein Konglomerat aus Geröllen der Ache. 
Dasselbe ist an der Südwestseite dieser künstlichen Wasseransamm- 
lung sowie weiter östlich in kleinen Resten bis gegen die Seefelder 
Straße hin aufgeschlossen An den „Ofen“, im Klammbachgraben, bei 
den „Oberle Mähdern“ und am Weidacher See überlagern Grund- 
moränen diese nach Ausbildung und Lagerung offenbar zusammenge- 
hörigen Konglomeratreste. Dieselben stellen höchstwahrscheinlich die 
Reste eines ausgebreiteten Schuttfeldes dar, welches sich in der 
Niederung von Leutasch ausdehnte. Für dieses Schuttfeld kann nur 
ein interglaziales Alter in Betracht gezogen werden. 

Bei den „Öfen“ verläßt die Ache das Gaistal und schlinet sich 
nun durch die breite Niederung von Leutasch. 

Von Süden schließt sich gleich eine bedeutende Weitung an, 
welche nur- Von einem kleinen Bächlein bewässert wird. Dieselbe er- 
hebt sich südlich von dem Weiler Moos steil zu den beiden Fels- 
furchen des Sattels von Buchen. Diese Steilstufe ist von reichlichen 
Grundmoränen des Inntalgletschers besetzt. An der Ecke zwischen 
dieser Weitung und dem Gaistale lagern mächtige, großenteils unge- 

68* 


530 Dr. O0. Ampferer. [80] 


schichtete Schuttmassen, die reich mit zentralalpinen Geröllen ver- 
mengt sind. Gegenüber dieser Weitung von Moos erhebt sich an der 
Nordseite der Ache (Fig. 28) eine Terrasse („Oberle Mähder“), welche 
vom Klammbache bis Ober-Leutasch reicht. Eine Terrasse von gleicher 
Höhe ist auch im Süden der Ache (Fig. 29) erhalten, welche die nun 
abgetrennte Fortsetzung der früher genannten bis zum Weiler Ober- 
Weidach darstellt. Am Aufbaue dieser Terrassen ist das Grundge- 
birge nur ganz unbedeutend beteiligt. Westlich von Ober-Leutasch 
tritt in dem Hohlwege gegen die „Oberle Mähder“ Hauptdolomit vor. 
Außerdem erscheinen östlich vom Weidacher See einige kleine Auf- 
wölbungen desselben Gesteines. Von den übrigen Bestandteilen der 
Terrassen sind die Konglomerate die ältesten. Sie bilden weiter zu- 
rückliegende Terrassen von im allgemeinen geringerer Höhe. Ihre 
Decke sind Grundmoränen des Inntaler Gletschers, welche sie all- 
seitig übergreifen. 

Diesen beiden Ablagerungen sind geschichtete gerollte Schotter 
der Ache in bedeutender Mächtigkeit vorgebaut. Im wesentlichen sind 


Fig. 29. 


Sg 
MN: + 
Hügel westlich des 
Weitach See 
or. M. 
Leutascher Le 
‚Jche 


hd == Hauptdolomit. — Co = Konglomerat. — Gr.M. = Grundmoräne. 


beide Terrassen gleich bestellt, doch überwiegen an der westlicheren 
die geschichteten Schuttmassen, an der östlicheren die Grundmoränen. 
Das heutige Bett der Ache ist tief zwischen den beiden Terrassen 
hindurchgeschnitten und war vor der gewaltsamen Einfassung durch 
Steindämme hier und weiter talab äußerst veränderlich. Die Ein- 
lagerung der geschichteten gerollten Schotter (meist Gesteine der 
Ache) ist in einem breiteren Tale als dem jetzigen erfolgt. In einem 
noch weit breiteren sind die älteren konglomerierten Schotter einge- 
bettet. Zwischen beiden Schotterfeldern liegt eine bedeutende Grund- 
moränendecke. Unterhalb dieser Terrassen sind die höher gelegenen 
älteren Schuttmassen von der Ache entfernt. 

Nach dem breiten Felstor zwischen Arn- und Gerenspitzen schiebt 
der mächtige Schuttkegel des Puitenbaches die Ache ganz an die jen- 
seitigen Felsen. Uber diesem Schuttkegei erhebt sich eine steile über 
500 m hohe, aus losem Schutt und Blockwerk errichtete Talstufe, 
welche oben den flacheren Puitenanger trägst. Diesem lagern im 
Hintergrunde des Tales mächtige, aus Wettersteinkalkblöcken erbaute 
Längs- und Querwälle eines Lokalgletschers auf. 


[81] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 53] 


Zwischen dem Schuttkegel des Puiten- und Berglenbaches breitet 
sich an der Nordseite der Ache ein Hügelland aus. Nach den recht 
spärlichen Aufschlüssen herrschen im westlichen Teile Inntaler Grund- 
moränen vor. An den Seiten des jungen Schuttkegels des Berglen- 
baches stehen verkalkte Reste eines höheren älteren Schuttkegels an. 
Gegenüber von Lochlehen schneidet die Ache an der Südseite einen 
Streifen von typischer Inntaler Grundmoräne an, welche scheinbar 
einem tieferen Tale eingelagert wurde. Diese Grundmoräne ist von 
einem mächtigen Schuttkegel überschüttet, welcher in einer Runse 
der Arnspitze (2197 m) seinen Ausgang nimmt. 

Dieser Schuttkegel trägt bis zu seiner Spitze bei 1300 m viele 
zentralalpine Gerölle. Ein älterer verkalkter Schuttkegel ist in der 
tiefen Runse an der Ostseite bis gegen 1600 m Höhe erhalten. Es 
ist eine aus Wettersteinkalktrümmern gebildete Breceie, welche den 
Jüngeren Schuttkegel unterteuft und bedeutend höher an dem steilen 
Gehänge emporreicht. Ihr Verhältnis zu der Inntaler Grundmoräne 
an der Ache ist nicht offenbar. Gegenüber von diesem Schuttkegel 
lagert auf der Nordseite das grobe Blockwerk eines kleinen Berg- 
sturzes. 

Von hier treffen wir talabwärts nur mehr kleine Schuttkegel 
an den Seiten des flachen Talbodens. 

Das Tal verengt sich nunmehr und bei der Brücke (1022 m) 
unterhalb der Schanze hebt sich eine abgeglättete Schwelle von 
Wettersteinkalk aus dem Schuttboden des Tales hervor. Sofort 
schneidet die Ache eine Klamm in die Felsen, welche sie erst in 
der Tiefe des Isartales bei 924 m wieder verläßt. Hier beträgt das 
Gefälle der Ache längs einer Strecke von etwa 1!/; km 100 m, 
während wir von den „Ofen* bis zur Leutaschklamm auf etwa 12 km 
nur über 150 m antreffen. 

Der Felsriegel von Wettersteinkalk. welchen hier die Klamm 
durchbricht, zeigt zu beiden Seiten über der Schlucht verlassene 
Felsfurchen, in denen zahlreiche zentralalpine Gerölle lagern. Be- 
sonders deutlich tritt diese Erscheinung an der Nordseite hervor, 
wo der Felskopf des Burgbergl (972 m) durch eine tiefe Rinne vom 
Burgberg abgetrennt wird. 

Betrachten wir die Bergkämme näher, welche von beiden Seiten 
zu dieser Felsschwelle herabsinken, so werden wir von der Ähnlich- 
keit ihrer Formen überrascht. Im Norden haben wir den schroffen 
Gipfel der Wettersteinspitze (2152 m), im Süden jenen der Arnspitze 
(2197 m). Beide zeigen mit ihren zerrissenen, zackigen Gipfelweisen, 
daß sie reine Verwitterungsformen sind. Das gilt jedoch nur an jenen 
Graten, welche über 2000 m emporsteigen. 

Die tieferen Kämme sind sämtlich ganz auffallend abgerundet 
und bucklig. Von beiden Seiten steigen gegen die Felsschwelle leicht- 
gewellte, kuppelige Höhen hernieder, wobei zu beachten ist, daß jene 
der Nordseite sich rascher absenken. Zentralalpine Gesteine sind im 
Süden auf den Höhen des Schartenkopfes (1619 m), im Norden auf 
jenen des Grünkopfes (1589 m) nicht selten zu finden. Beide Höhen 
sind reich durch Felswannen und Furchen zergliedert, welche sich 
vorzüglich zur Aufbewahrung der hinterlassenen Findlinge eignen. 


532 Dr. O. Ampferer. [82] 


Wenn wir nach diesen Angaben den Tallauf der Leutascher Ache 
beurteilen, so tritt die glaziale Mitarbeit deutlich hervor. Die Ache 
ist nunmehr bemüht, die großen Ungleichheiten ihrer Bahn im oberen 
Teile durch Einschütten, im unteren durch Tieferschneiden der Klamm 
zu verringern. Das Konglomerat bei den „Ofen“ deutet auf eine noch 
größere Ungleichheit des Tallaufes zur Zeit seiner Bildung. Es ist 
sehr wahrscheinlich, daß wir es im Bereiche der Leutaschniederung 
mit glazialen Felsbecken zu tun haben, welche erst durch Aufschüt- 
tungen der Ache eingeebnet wurden. 


Die Vorberge des südlichen Wettersteinkammes. 
(Fig. 30— 38.) 
Die unmittelbare Fortsetzung des Kammes der Arnspitzen bildet 


jenseits der Leutascher Ache der Kamm der Gerenspitzen, welcher 
im engsten Zusammenhange mit einer Reihe von Felsköpfen entlang 


JPuitental 


Moranen 
Wa/l/e 


W = Wettersteinkalk. 1: 25000 


dem Südabfalle des Wettersteingebirges ein eigenartiges Vorgebirge 
schafft. Es ist unschwer zu erkennen und auch schon mehrfach hervor- 
gehoben worden, daß wir hierin den Nordflügel der Gaistalmulde 
vorliegen haben. Von dem südlichen Wettersteinkamme wird dieses 
Vorgebirge, das mit den Gerenspitzen (2382 m) seine größte Höhe 
erreicht, durch eine Zone von meist enggefalteten jüngeren Schichten 
wesentlich geschieden. Der Kamm der Gerenspitzen (Fig. 30 — 33) 
stellt einen mächtigen Klotz von Wettersteinkalk dar, der im größeren 
östlichen Teile einen sehr einfachen Bau besitzt. Unter den flach süd- 
fallenden Wettersteinkalkplatten, welche im Norden eine herrliche pralle 
Wand von 600 m Höhe bilden, treten an der Ostseite noch Muschelkalk- 
schichten hervor. Unter diesen streichen in der Schlucht des Puiten- 
baches flach gelagerte, grüngraue Neokommergel heraus, welche höher 
oben dann von den gewaltigen Schuttmassen der Puitentalstufe ver- 
hüllt werden. An der Südseite der Gerenspitzen haben wir in den 
unteren Abhängen stark zertrümmerten Hauptdolomit, welcher jedoch 
ohne Zwischenlage von Raibler Schichten an den Wettersteinkalk 


[83] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wette 


rsteingebirges. 533 


Fig. 31. 

Leulascher 
JVreitor By72 
2703 


Westgratder 
deren Sp. 


1:25000 


Schüsselkarsp 
2S5FSM 


RP 2 
Zum 
0 1500 m 
Ma 
1:25000 
Fig. 33. 
Ost. Wa ngscharte 
2368 m 
W MAN Scharnitzloch 
MK )) 20v50m $ 
72° 
MN? 7 N )) INN RD 
DR 
Par 
Mr? 
r ES 
- hd x“ 2509 rr 
1: 25000 


MK = Muschelkalk. -- W — Wettersteinkalk. — R— Raibler Schichten. 
hd = Hauptdolomit. — L=Lias. — J= oberer Jura. — n— Neokom, 


Dr. O. Ampferer. 


534 


Fig. 34. 


West.Wangscharte 


an Scharnitz doch 
2050 m 
WM HL 
MH - Br N u R Wang Alpe 
Opa ax 0 N N PP 2751 m 
LeutascherAFche 


2:25000 


MK — Muschelkalk. — W = Wettersteinkalk. — R= Raibler Schiebten. — Rw= Rauchwacke. — hd = Hauptdolomit. 
,M, = Grundmoräne. 


L=Lias. — J= oberer Jura. — n—= Neokom. — (Co =Konglomerat. — Gr. 


[85] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 535 


stößt. Stellenweise wie am Klammbach sind in den Dolomit Rauch- 
wacken eingeschaltet. 

Während der östliche Teil solchermaßen auch in seinem Bau 
als Fortsetzung der Arnspitzen erscheint, ist der westliche viel reicher 
tektonisch gegliedert. Die Wettersteinkalkplatten fallen hier entgegen- 
gesetzt gegen Norden und sie erscheinen von Raibler Schichten bedeckt. 

Der plötzliche Umschwung im Aufbau der Gerenspitzen wird 
durch Verwerfungen geleitet. An der Nordwestseite des Gratkopfes 
(Punkt 2276) sehen wir eine schräge Rutschfläche den Wettersteinkalk 
abschneiden. Neokommergel sind an diese Fläche angepreßt und ziehen 
von Norden zum Grat empor. An der Südseite dieses Felskopfes liegt 
ein Streifen solcher Neokommergel zwischen Wettersteinkalkschollen 
völlig eingeklemmt. Westlich von dieser Störungszone hält nordfallender 
Hauptdolomit den Kamm bei Punkt 2227 m besetzt. Unter diesem 
Hauptdolomit streichen im südlichen Gehänge Rauchwacken, Kalke, 
Sandsteine und Mergel aus, welche hellem Wettersteinkalk unmittelbar 
auflagern. Dieser ganze Zug, welcher gegen Südosten streicht, ist von 
mehreren Querverwerfungen ungleich gegen Norden vorgeschoben, 
was man an den Zügen der Raibler Schichten klar erkennen kann. 
Außer diesen (Querverwerfungen macht sich noch ein Längsbruch 
geltend, so daß die Raibler Zone streckenweise verdoppelt zum Aus- 
strich gelangt. Das Scharnitztal (Fig. 34) (Klammbach) verhüllt mit 
der großen Schuttstufe der Wangalpe (1751 m) den unmittelbaren 
Zusammenhang der Gerenspitzen mit dem westlich benachbarten Rob- 
berg (2090 m) (Roßkopf, Fig. 35). Dieser Felskopf zeigt wieder am 
Abhang gegen das Gaistal Hauptdolomit und gleich darüber hellweiß- 
lichen Wettersteinkalk, der aber meist sehr steile Stellungen aufweist. 
Im Norden ist eine Zone von Raibler Schichten vorgelagert, an welcher 
man recht deutlich wieder mehrere (Querverwerfungen und Ver- 
schiebungen beobachten kann. 

Bemerkenswert ist, daß sich an der Westseite des Roßberges 
zwischen Raibler Schichten und der jungen Schichtzone ein schmaler 
Streifen von Kössener Kalken und Mergeln einschiebt, welcher gegen 
Westen mehrfach an derselben tektonischen Stelle wieder erscheint. 
Der nächste Vorkopf (Schönberg 2040 m, Fig. 36) ist sehr mannigfaltig 
zusammengesetzt. An seinen steilstehenden Wettersteinkalk lagern im 
Norden Raibler Schichten, eine Scholle von Hauptdolomit und ein 
Streifen von Kössener Schichten. Querverschiebungeu in mehr nord- 
östlicher Richtung zerstückeln die Schichtzüge. 

An der Westseite sind die Raibler Schichten mit Sandsteinen, 
Mergeln, Oolithen, Kalken und Rauchwacken deutlich erschlossen. Mit 
einer beträchtlichen Vorschiebung gegen Norden setzt jenseits des 
Leitenbaches wieder der Raibler Zug hinter den Wettersteinkalkplatten 
des Predigstein (2141 m, Fig. 37) ein. Entlang mehrerer gegen 
Nordost zielender Schubflächen sind die Schichtmassen in einzelnen 
Schollen vefschieden weit gegen die Zone der jungen Schichten vor- 
gestoßen. Während noch im Süden des Schönberges der Nollenkopf 
eine Vorlage von Hauptdolomit darstellt, begegnen wir unterhalb des 
Wettersteinkalkes des Predigsteines nur einzelnen Schollen von 
Raibler Kalken und Rauchwacken, seltener von Sandsteinen und 


Jahrbuch d.k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd,, 3. u. 4. Hft. (Dr. O. Ampferer.) 69 


Dr. O. Ampferer. 


536 


Fig. 35. 


Westgrat des 
Oberreintal Schrofer 
2464 m 
RoSSHOPP 
W n 2722m 1 
v) mm rm r 
= ‘ lan ul // /] < 
v7, ” 
NE RB , Y% 7 


Gaistal 


FIR 
had LEER Z GEM. 
EEE 2 Ä 7200 rn 
Ad Fr 
7:25000 


W = Wettersteinkalk. — R=Raibler Schichten. — Rw = Rauchwacken. — hd = Hauptdolomit. — L=Lias. — J= oberer Jura. 
n = Neokom. — Gr.M. —= Grundmoräne. 


[87] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u, süd), Wettersteingebirges. 537 


BURIOWPUNIH — HH — "WONOON =u — Inf RIg—=Ff — 'seT=7 
wayorgos AaUOSsgy = y_ — "WoLopgdney — py — "uagyaıgag aagqey—y — 'NTegurgsıgoy = 1 — "AIeNEYsny = yW 
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°98 "311 


69* 


Fig. 37. 
Westgrat der 


Hochwanner 
27h 6m Hohen Munde 
240071 


Predigtstein N 


/] 7 zaıım 


e W mm | 
E MK m HN Mn N ö f 2 
=9 7 re 
EB DAL ww 
ERS DR // Gaistal 
fe) 7 1300m 
& 7 
R 
SR 1:50000 
MK = Muschelkalk. — W = Wettersteinkalk. — R = Raibler Schichten. — Rw = Rauchwacke. — K = Kössener Schichten. 
L=Lias. — J= oberer Jura. — n = Neokom. — Gr.M. = Grundmoräne. 


538 


[89] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 539 


Mergeln, deren gegenseitiges Verhältnis bei den spärlichen und 
seichten Aufschlüssen nicht sicher festzustellen ist. An der Westseite 
des Predigstein ist über den Raibler Schichten wieder ein schmaler 
Zug von Kössener Schichten vorhanden. 

Der Vorkopf des Mitterjöchls zeigt wieder anliegend an steile 
Wettersteinkalkplatten Raibler Zonen und dahinter Fetzen von Kössener 
Schichten. Beim „Steinernen Hüttl“ haben wir eine kleine Scholle 
von Hauptdolomit über den Raibler Schichten. 

Ausgezeichnet erschlossen sind die hangenden Raibler Schichten 
an der Nordseite der nächsten Vorköpfe (Haberlenz 2205 m, Hoch- 
wannerkopf 2250 m). Der Vorschub der einzelnen saiger aufgerichteten 
Schichtschollen in nordöstlicher Richtung ist scharf ausgedrückt. An 
der Westseite des Hochwannerkopfes haben wir nördlich der Raibler 
Zone wieder eine Lage von Kössener Schichten. Der Wettersteinkalk 
ist hier, wie meistens an diesen Vorbergen, ganz hellweißlich, manchmal 
gelblich, oft zuckerig kristallin und wohlgeschichtet. Darauf lagern 
8—10 m braune Sandsteine mit Kohlenrestchen. Über diesen folgen 
braun anwitternde Kalke mit Versteinerungsresten und mangelhaft 
erschlossene Rauchwacken. Daran ist eine etwa 25 m mächtige Lage 
von gutgeschichtetem, bituminösem, hellgrauem Kalk, dann dünn- 
schichtige Kalke mit wulstigen Schichtflächen, unten von lichter, oben 
dunkelgrauer Farbe angelagert. Ein rötlich anwitternder, sehr zer- 
drückter Dolomit, welcher im frischen Bruch lichtgrau gefärbt ist, 
schließt diese Folge gegen die schlecht erschlossenen Kössener 
Schichten ab. 

Westlich des Hochwannerkopfes erhebt sich noch ein gleichartiger 
Vorberg, der Felskopf (Punkt 2123 m). Auch hier haben wir nahezu 
saiger stehenden Wettersteinkalk mit Raibler Schichten und einer 
schmalen Zone von Kössener Schichten. 

An seiner Westseite finden wir noch stark gegen Südwest 
zurücktretende Schollen von Raibler Schichten. Weiter westlich ist eine 
breite Schuttfläche, welche von den Gatterlköpfen bis zur Feldern- 
alpe hinab alles verhüllt. 

Entlang der Westflanke des Punktes 2123 m läuft allem Anscheine 
nach eine bedeutende, gegen Nordost gerichtete Querverschiebung. 
Infolge dieser Verschiebung treffen wir einerseits die westliche Fort- 
setzung des Wettersteinkalkzuges erst beträchtlich südlicher in der 
Umgebung der Pestkapelle, anderseits erscheint die Zone der nörd- 
lichen jungen Schichten entsprechend stark gegen Norden vorgepreßt. 
Diese Erscheinung ist sehr auffallend, da nördlich von Punkt 2123 m 
der Wettersteinkalk des Wettersteinkammes ganz nahe mit dem der 
südlichen Vorberge zusammenkommt. Infolge dieses Vorschubes ist 
in der Umgebung des Zugspitzgatterl (2024 m) in dem südlichen 
hohen Wettersteinkamm eine breite tiefe Lücke entstanden, in 
welcher die jungen Schichten hineingepreßt liegen. So schafft 
diese Querserschiebung einen verhältnismäßig niedrigen Übergang 
über diese sonst äußerst schroff aufgeworfene Felsmauer. 

Südlich vom Haberlenz (2205 m) tritt am Abfall gegen das Gais- 
tal eine Scholle von Hauptdolomit, darunter Rauchwacken und Kalke 
der Raibler Schichten auf. Südlich des Hochwannerkopfes finden wir 


Dr. O. Ampferer. 


540 


Platt Sp. 
2689 m 


Pest Kapelle 


Fig. 38. 


ÖBreitenKopf 
24 Fön 


Obere Plate 
PLEITE 


1:28000 


MK = Muschelkalk. — W = Wettersteinkalk. — R= Raibler Schichten. — hd Hauptdolomit. — K = Kössener Schichten. 


L 


Lias. — J= oberer Jura. — n = Neokom. 


[91] Geo!. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 54] 


eine Zone von Raibler Schichten, und tiefer einen schmalen Streifen von 
hellem Wettersteinkalk. Im Südabfall von Punkt 2123 m begegnen wir 
in dem Graben, dem entlang der Steig zum Zugspitzgatterl hinauf- 
zieht, zusammengewürfelten Schollen von Kössener Schichten, Lias und 
Neokom. Im weiter westlich eingetieften Graben haben wir Reste von 
Raibler, Kössener und Neokomschichten. Dieselben Gesteine sind in 
kleinen Aufrissen in dem Graben neben der Feldernalpe erschlossen. 

Westlich der Feldernalpe setzt wieder ein geschlossener Wall 
von hellem Wettersteinkalk ein, dessen Verhältnis zum Mieminger 
Gewölbe bereits als angegliederte Mulde gekennzeichnet wurde. Wir 
haben hier die hochgehobene Unterlage der Gaistalmulde vor uns. 

Nördlich von dieser deutlichen einfachen Mulde aus Wetterstein- 
kalk begegnen wir nordöstlich von der Pestkapelle (Fig. 38) einer mehr- 
fachen Wiederholung von schmalen Schichtzügen von Raibler Sand- 
steinen und hellen, weißlichen Kalken, welche vom benachbarten 
Wettersteinkalk nicht zu unterscheiden sind. Rechnen wir auch den 
großen südlichen Wettersteinkalkwall, so haben wir viermal helle 
Kalke und Sandsteinzüge in Staffeln hintereinander. 

Die darüber aufragenden Issentalköpfeln (1885 —1933 m) be- 
stehen aus Kalken der Raibler Schichten und stark zertrümmertem 
Hauptdolomit, welchem im Norden ein Streifen von Kössener Schichten 
angelagert ist. An ihrer Westseite gegen die Ehrwalder Alpe (1493 m) 
ist ein ungenau nordsüdlich streichender Streifen von Kössener 
Schichten, Oberem Jura und Neokom angeworfen. In nächster 
Nähe der Pestkapelle stoßen KRaibler Schichten, Hauptdolomit, 
Kössener Schichten und Neokom zusammen. In dieser heftig bis ins 
kleinste gestörten Bergmasse ist natürlich eine Erklärung für alle 
einzelnen kleinen Schichtschollen und ihre gegenseitige Beziehung 
ohne weitere, äußerst umfangreiche Untersuchungen nicht möglich. 
Die Erscheinungen, welche wir hier entlang der Vorberge des süd- 
lichen Wettersteinkammes in zahlreichen Fällen wiederkehren sehen, 
entspringen aus einer heftigen Pressung der festeren Gesteinsmassen 
gegen die weiche, nachgiebige Vorlage der jungen Schichten. Dies 
spricht sich in großartiger Weise in den vielen kleineren und größeren, 
meist gegen Nordosten zielenden Sprüngen aus, denen entlang die 
festeren Schichtmassen ruckweise und ungleich vorgestoßen erscheinen. 
Die scharfe und konkordante Schichtgrenze zwischen dem hellen 
Wettersteinkalke und den dunklen Sandsteinen und Mergeln der Raibler 
Schichten läßt diese Verschiebungen besonders klar hervortreten. 


Die Zone der jungen Schichten und der südliche 
Wettersteinkamm. 
(Fig. 39—41.) 


Die Zöne junger Schichten, welche am Südabfall des Wetter- 
steingebirges hinstreicht, tritt schon landschaftlich zwischen den 
kahlfelsigen Vorbergen und der gewaltigen, schroff gebrochenen 
Mauer des Hauptkammes als ein freundlicher Verband von begrünten 
Jöchern und Alpenmulden klar hervor. 


549 Dr. ©. Ampferer. [92] 


Wir haben als Fortsetzung der jungen Schichtzone unter der 
Karwendelüberschiebung den kleinen Einschluß von oberjurassischen 
Gesteinen im Norden des Arntalkopfes erkannt. Im Norden der 
Arnspitze (2197 m) zeigt der Kamm gegen die Leutaschklamm unter 
dem flach südfallenden oberen Wettersteinkalke eine mächtige Folge 
von Muschelkalk. Unter dieser tritt neuerdings Wettersteinkalk 
hervor, den an der Ostseite des Schartenkopfes ein flaches Gewölbe 
von Muschelkalk unterlagert. Im Zusammenhange mit der auf der 
segenüberliegenden Talseite so klar erschlossenen Karwendelüber- 
schiebung deuten wir auch im Norden der Arnspitze diese Verhältnisse 
als den Ausdruck einer UÜberschiebung, ‘welche unmittelbar an jene 
des Karwendelgebirges anzuschließen ist. Das Leutaschtal scheidet 
den Arnspitzenkamm vom Wettersteingebirge. Der Kamm des Wetter- 
steingebirges ist eine unmittelbare Fortsetzung des Wettersteinkalk- 
zuges des Schartenkopfes. Das Liegende bildet eine mächtige Serie von 
Muschelkalkgesteinen, welche wieder tektonisch jenem Muschelkalk- 
gewölbe an der Ostseite des Schartenkopfes entsprechen. Während 
also am Nordwestkamm der Arnspitze noch die Überschiebungsdecke 
auf den nördlichen Wettersteinkalkzug wie im angrenzenden Kar- 
wendel übertritt, trennt weiterhin das untere Leutaschtal diese tek- 
tonischen Glieder voneinander. 

Eine Zwischenlage von jüngeren Schichten ist hier bis an die 
Ostseite des Ofelekopfes (2490 m) nicht zu entdecken. Dieser kühn 
aufstrebende doppeltürmige Felsgipfel besteht aus flachgelagerten nord- 
fälligem Wettersteinkalk, welcher einem Sockel von Muschelkalk auf- 
ruht, der den Berg an der Ost- und Südseite umsäumt. An der ÖOst- 
seite springt nun in den unteren Felsbau eine auffallende tiefe Ecke 
ein, aus der sich ein von dem höheren Schluchtwerk genährter Schutt- 
kegel herausergießt. Steigt man in den Hintergrund dieser Felsecke 
empor, so ist man erstaunt, graue, heftig zerknitterte Mergelkalke 
des oberen Jura dort hineingepreßt zu finden. Diese Gesteine sind 
sowohl südlich als auch nördlich des Schuttkegels entblößt und dürften 
wahrscheinlich eine zusammenhängende Lage darstellen. Der nörd- 
liche Teil dieser Gesteine streicht entlang der Muschelkalkschwelle 
des Bergltales bis unter den Weg in dieses Tal herab. Hier am Wege 
bricht eine Quelle aus den saiger stehenden oberjurassischen Schichten 
hervor. 

An der Südseite des Ofelekopfes beginnt dann die geschlossene 
Einlagerung vou jüngeren Schichten, welche sich bis in das Becken 
von Ehrwald erstreckt. Zwischen den schroffen Abbrüchen des Ofele- 
kopfes und der Gerenspitzen steigt das Puitental gegen Westen empor 
und seine mächtigen Schuttmassen verhüllen großenteils die unter- 
liegenden Schichten. Nur an den Seiten der großen Schuttstufe und 
des Schuttkegels sehen wir am Südfuße des Ofelekopfes und am 
Nordostsaume der Gerenspitzen flachgelagerte, grüngraue Neokom- 
mergel erschlossen. Sie bilden eine trompetenförmige, gegen Osten 
erweiterte Einlagerung, wobei die tiefsten Aufschlüsse am weitesten 
gegen Süden und Norden zurückgreifen. Haben wir die steile Schutt- 
stufe erstiegen, so gewahren wir die volle Talbreite von einer Wand 
zur anderen von Schutt erfüllt. Im mittleren Talgrunde reihen sich 


[93] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges,. 543 


längsgestreckte und quergebogene Moränenwälle aus grobem Blockwerk 
von Wettersteinkalk aneinander. Entlang den Seitenhängen breiten 
sich mächtige frische Schuttfelder nieder. Im Süden des Ofelekopfes 
ist in der tiefen Schlucht, an welcher östlich die Neokomaufschlüsse 
beginnen, eine verkalkte Gehängebreccie aus Wettersteinkalk entblößt. 

Das von Moränenwällen dicht besetzte Gebiet reicht im Puiten- 
tal von ungefähr 1500—1800 m Höhe empor. Noch höher findet sich 
im Südosten des Scharnitzjoches bei 2000 m ein kleiner Ringwall. 
Steigt man entlang der Nordgrenze der Blockmoränen vom Puiten- 
anger aufwärts, so begegnet man bis zu 1750 m Höhe kleineren 
zentralalpinen Findlingen (eckige Gesteinstrümmer). Diese Erscheinung 
wird um so auffallender, wenn wir bedenken, daß diese Findlinge 
zwischen dem nördlichsten Moränenwalle (1769 m) und den Schutt- 
feldern der Leutascher Dreitorspitze erhalten blieben. Weiter tal- 
aufwärts fehlen zentralalpine Gesteine in diesem Tale. Oberhalb der 
großen Blockmoränen hebt sich wieder das Grundgebirge hervor und 
wir erkennen eine mächtige, von tiefen Runsen zerfurchte Einlagerung 
von Neokommergeln, welche die Gehänge nördlich vom Scharnitzjoch 
(Karljoch 2050 m) bis zu den gewaltigen Wänden der Schüsselkar- 
spitze aufbaut. Am Fuße dieser Wand treten oberjurassische Hornstein- 
kalke in sehr geringer Mächtigkeit hervor. Während nun aber am 
Ofelekopf und an der Leutascher Dreitorspitze flach nordfallende 
Muschelkalk- und Wettersteinkalkschichten die hohe Begrenzungswand 
der jungen Schichten aufbauen, zeigt dieselbe vom Scharnitzjoch an 
bis gegen den Westabbruch des Wettersteingebirges sehr steile, oft 
saigere Schichtstellungen. Dieser Übergang zu steilerer Aufrichtung 
fällt zusammen mit dem Wechsel der Fallrichtung im westlichen Ab- 
schnitte der Gerenspitzen. 

Die Neokomschichten umsäumen vom Puitental bis an die West- 
seite des Wettersteines fast ununterbrochen den Fuß der nördlichen 
Felsmauern, wobei an ihrem obersten Ausstrich schmale Lagen von 
Hornsteinschichten mehrfach angegliedert erscheinen. Während so die 
nördliche Grenze der jungen Einlagerungen verhältnismäßig gleich- 
artig gebaut ist, zeigt die mittlere Zone und besonders die Südgrenze 
weit reichere Unregelmäßigkeiten. 

Am Scharnitzjoch treffen wir unter den Neokommergeln einen 
kleinen engen Sattel aus Hornsteinschichten und liassischen Flecken- 
mergeln. Die Fleckenmergel vertreten den mittleren und oberen Lias. 
Auch im Süden vervollständigt ein Streifen von Neokommergeln diesen 
Sattel. Ein Zug von Hornsteinschichten trennt diesen Neokomstreifen 
vom Kamme der Gerenspitzen ab. 

Wollen wir annehmen, daß auch weiter östlich im Puitentale 
dieselbe Bauformel für die jungen Schichten besteht, so ist es nur 
bei einer bedeutenden Senkung der Sattelachse denkbar. Das Tal 
der Wangalpe, welches im Hintergrunde von Blockwerk und Schutt- 
feldern der- Scharnitzspitze und des Hinterreintalschrofens ganz er- 
füllt ist, trennt die Aufschlüsse des Scharnitzjoches von jenen im 
Norden des Roßkopfes. Die Wangalpe (1761 m) liegt auf einer be- 
deutenden Schuttstufe, welche gegen Süden frei abbricht. Bemerkens- 
wert ist, daß sich in dieser Schuttstufe zentralalpine Geschiebe finden. 


Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Dr. O. Ampferer.) 70 


544 Dr. O. Ampferer. [94] 


Die Aufschlüsse im Westen des Tales der Wangalpe zeigen 
noch keine wesentlichen Anderungen im Aufbaue. Der Sattel des 
Scharnitzjoches setzt sich hier fort, nur stehen die Schichtglieder 
parallel und saiger, während dort UÜberkippung gegen Süden herrscht. 
Die drei Züge von roten Hornsteinkalken sind deutlich bemerkbar. 
An der Nordwestseite des Roßkopfes aber schrägen die südlichen 
Schichtglieder bis zu den Fleckenmergeln ab, welche dafür eine be- 
trächliche Mächtigkeit erlangen. Von den Nordwesthängen des Rob- 
kopfes bis zum „Steinernen Hüttl“ grenzen hier die liassischen Flecken- 
mergel im Süden an den Kössener Streifen im Norden der Vorberge. 
An dem Kamm, der vom Schönberg gegen die Wand des Hinterreintal- 
schrofens emporsteigt, begegnen wir über den Fleckenmergeln einer 
Einschaltung von Hornsteinschichten in die Neokommergel. 

Westlich von der Rotmoosalpe verschmälert sich der Zug der 
liassischen Fleckenmergel ganz außerordentlich, wogegen sich der 
Bereich der Neokommergel stark verbreitert. Auch hier stoßen im 
Süden die Fleckenmergel, wo der Zusammenhang enthüllt ist, an 
einen Streifen von Kössener Schichten. 

In dem Kar, das nordwestlich von der Rotmoosalpe 1835 m 
unter den Wänden des Hochwanners liegt, sind zwei Moränenbögen 
bei 1900 und 2000 m Höhe erhalten. 

Von dem Graben zwischen Predigstein und Mitterjöchl west- 
wärts treten unter den Fleckenmergeln auch rote, manchmal tonige 
oder mergelige Knollenkalke des unteren Lias zutage. 

Nördlich von Predigstein und Mitterjöchl ist dem breiten Neokom- 
gürtel eine Zone von Hornsteinschichten eingefügt. 

Von der Gegend des „Steinernen Hüttl“ bis zum Feldernjöchl 
und Zugspitzgatterl begegnen wir im Norden einer hoch emporge- 
preßten Neokommasse, welche sogar einen selbständigen Gipfel, den 
Hohen Kamm (2557 m), zu bilden vermag. Auch hier erscheinen 
zwischen Neokom und Muschelkalk des Kleinen Wanners (2558 m) 
Lagen von Hornsteinschichten eingeschaltet. Südlich des mächtigen 
Neokomzuges stellen sich mehrfach hintereinander Zonen von ober- 
jurassischen Kalken, Hornsteinschichten und von liassischen Flecken- 
mergeln sowie ein Neokomstreifen ein. Verfolgt man diese Zonen bis 
zum Abfalle gegen das Feldernjöchl (Fig. 39), so erkennt man hier 
einen engen, ans nördliche Neokom angepreßten Sattel, welchem eine 
hochgehobene Mulde wit einem Neokomkern unmittelbar angegliedert 
erscheint. Diese Schichtzusammenstellung läßt sich bis in die 
Gegend des „Steinernen Hüttl“ ziemlich deutlich wahrnehmen. Wo sich 
der Südgrat des „Hohen Kammes“ an die südlichen Vorberge an- 
schließt, sind alle Zonen enger zusammengefaßt, wogegen sie sich zu 
beiden Seiten in den abfallenden Gehängen verbreitern. An der Nord- 
flanke des Hochwannerkopfes ist diesen tektonischen Teilen noch ein 
schmaler Sattel aus Schichten des oberen Jura und Neokom ange- 
schmiegt. Im westlichen Abschnitte nehmen diese Schichtzonen sehr 
steile, im östlichen gegen Süden überkippte Stellungen ein. Diese 
ganze enggefaltete Schichtgruppe im Westen des „Steinernen Hüttls* 
ist samt den Vorbergen gegen Norden vorgedrängt. Auch der Kamm 
des Wettersteingebirges ist von diesem Vorschube betroffen. 


195] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u, südl. Wettersteingebirges. 545 


Eine bedeutende, nordöstlich streichende Störungszone, welche 
vom Zugspitzgatterl entlang dem Abbruche der Gatterlköpfe gegen 
die Feldernalpe zielt, bildet für die eben geschilderte Schichtgruppe 
in der Umgebung des „Hohen Kanmmes“ die Westgrenze. Bei Punkt 
2123 m südwestlich vom Feldernjöchl haben wir zwischen dem Zuge 
der Vorberge und dem Wettersteinkamme nur eine ganz schmale 
Zone von Neokom und oberjurassischen Schichten, die an Kössener 
Schichten stoßen. Weiter westlich verhüllen breite Schutthalden 
weithin den Fuß der mächtig erhobenen Felsmauern. An einigen 
Stellen treten Neokommergel zutage. Erst nördlich von den Issental- 
köpfeln finden wir am Fuße der Plattspitzen (Wetterspitzen) (2689 m) 
einen Neokomstreifen, der von einem doppelten Keile aus Schichten 
des oberen Jura und Lias unterteuft wird. An der unteren Liasscholle 
sind rote Liaskalke beteiligt. Noch gewaltigere Ausmaße gewinnen 
die Schutthalden westlich von den Issentalköpfeln bis zu dem pracht- 


Fig. 39. 


HockhwannerKopf 
N 22301 a DJ 


Augspitz Gatter! 


7500 m 
7:25009 


W = Wettersteinkalk. — R=Raibler Schichten, — K — Kössener Schichten. 
L=Lias. — J= oberer Jura. — n = Neokom. 


vollen Felsbaue des Wetterschrofens. Im Bereiche dieser Halden 
schauen nur ein paar Zipfeln von Neokommergeln hervor. Unter den 
Halden aber treten einzelne vorragende Bergnasen auf, an denen das 
anstehende Grundgebirge vortritt. Der Aufbau ist ein sehr mannig- 
faltiger und arg zerstückelter, wenn auch im allgemeinen in tieferer 
Lage ältere, in höherer jüngere Schichten ausstreichen. Dazu ver- 
hindert reiche Schuttbedeckung die genaue Verfolgung der Zusammen- 
hänge. Es ist schon bei Beschreibung der Zone der Vorberge er- 
wähnt worden, daß an der Westseite der Issentalköpfeln ein unge- 
fähr nordsüdlich streichender, schmaler Gürtel von oberjurassischen 
und Neokomgesteinen eingeschaltet ist, welcher bei der Pestkapelle 
nahe an den Wettersteinwall der Gaistalmulde heranreicht. Am Ab- 
hange gegen die Ehrwalder Alpe treten darunter nördlich Haupt- 
dolomit, südlich Kössener Schichten hervor. In dem Graben von der 
Pestkapelle gegen die Ehrwalder Alpe hinab haben wir Kössener 
Schichten, dann Neokom und einen schmalen Streifen von Raibler 
Sandsteinen vorliegen. 
70* 


546 Dr. O. Ampferer. [96] 


Teilweise überdeckt werden diese Schichtglieder durch einen 
Streifen von Grundmoräne mit gekritzten Geschieben aus Wetter- 
steinkalk. 

Die Ehrwalder Alpe (1495 m) liegt auf einer breiten Schutt- 
stufe, welche im Süden und Westen gegen tiefe Gräben frei abbricht. 
In diesen Gräben kommen unter dem Schutt allenthalben die weichen, 
graugrünen Neokommergel zutage, welche hier eine bedeutende Mäch- 
tigkeit besitzen. Nördlich der Alpe drängt das gewaltige Blockwerk 
eines Bergsturzes bis zu den Hütten herab. Aus dem Schluchtwerke 
der Issentalköpfeln schütten zahlreiche Runsen ihre Trümmer auf den 
Alpboden. 

An dem Wege, der von der Ehrwalder Alpe zum Negelsee 
emporführt, sehen wir dem Wettersteinkalke der Gaistalmulde rote, 


Fig. 40. 


Hohergang 


(ABI 
Co 


IE SERSSSER: 
ZR SO Tee o 
W = Wettersteinkalk. — n = Neokom. 


oberjurassische Mergel aufgelagert. Es ist nur ein beschränktes Vor- 
kommen und weiter westlich nähern sich die Neokommassen unter 
der Schuttstufe der Ehrwalder Alpe der hohen Wettersteinkalkwand. 

Der flache Abhang der Ehrwalder Alpe gegen Ehrwald ist von 
schönen Mähdern bekleidet. Mehrfach sind in kleinen Anschürfungen 
die Neokommergel erschlossen, welche der Hauptsache nach die 
Grundlage bilden dürften. Der Rappenbach grenzt diese leichtge- 
wellte Mähderlandschaft im Norden ab. In seinem Graben sind in 
ziemlicher Ausdehnung Kössener Schichten entblößt, über denen nord- 
wärts an den Berghängen des Leitachwaldes in mehrfacher Staffelung 
rote Liaskalke, Fleckenmergel, dann oberjurassische Kalke und Horn- 
steinschichten angeordnet erscheinen. Schon im Bereiche der Schutt- 
halden lagern Neokommergel darüber. 

Im Süden trennt ebenfalls eine Bachfurche die Ehrwalder Mähder 
von dem Schutthange, welcher die hohe Wettersteinkalkwand um- 


[97] Geo]. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 547 


spannt. Auch hier sind Neokommergel und ein schmaler Streifen von 
Kössener Schichten aufgebrochen. 

Unterhalb der großen Wettersteinkalkwand (Fig. 40), über 
welche der Abfluß des Sebensees in wehendem Schleierfall herab- 
kommt, erscheint am westlichen Berghange ein größerer Aufschluß 
von südfallenden festeren Mergelbänken des Neokoms. 

Derselbe wird von Trümmerwerk der darüber aufragenden Wetter- 
steinkalkwand überlagert. Weiter nordwestlich streichen an demselben 
Berghange Kössener Schichten hervor. An der Westseite dieses Auf- 
schlusses sind dem Schutthange moränenartige Blockwälle aufgesetzt, 
die bis unter 12)0 m Höhe herabsteigen. Die großen frischen Schutt- 
halden darüber verschütten und vermummen diese Formen. Noch 
weiter westlich und höher (bei 1400 m) brechen aus den umgebenden 
weiten Schutthalden oberjurassische und liassische Kalke hervor. 

Weit umfangreicher sind am nördlich gegenüberstehenden 
Holzereck die jungen Schichten enthüllt. 

Wenn wir von den kleinen Schollen von Kössener Schichten 
und oberjurassischen Gesteinen in der Tiefe des Tales östlich von 
den Höfen Hof und Hag absehen, so erkennen wir an diesem mäch- 
tigen Bergvorsprunge, welcher die Holzer Wiesen trägt, eine gegen 
Westen gerichtete Schichtenniederbiegung. Der Form des Bergeckes 
und diesem Aufbaue entsprechend, begegnen wir an seinem Scheitel 
vom Fuße der Wand des Schneefernerkopfes bis zum Schuttkegel von 
Oberdorf (Ehrwald) flach gegen Westen geneigten Mergeln des Neo- 
koms. Sowohl au den Abhängen im Süden als auch im Norden (Lehn- 
graben) treten darunter Schichtfolgen des oberen Jura und Lias 
hervor. Der Lias ist im Norden nur durch Fleckenmergel, im Süden 
außerdem durch rote Kalke vertreten, von denen indessen nur eine 
srößere Scholle vorhanden ist. Wie wir schon erwähnt haben, ist im 
Grundzuge dieser Aufbau auch noch weiter östlich im Laitachwalde 
vorherrschend, wo die Beteiligung von roten Kalken des unteren 
Lias eine viel regere ist. 

Bei weitem die klarsten Einblicke in den Aufbau gestatten die 
oberen, tiefen Runsen des Lehngrabens (Fig. 41), welche bis zu der 
gewaltigen Wand des Schneefernerkopfes emporreichen. Der untere 
Teil dieses Grabens ist von riesigen Schuttmassen erfüllt und erst 
die oberen Zweiggräben greifen in das Grundgebirge. 

Die einzelnen Seitengräben enthüllen, abgesehen von Schichtver- 
biegungen, denselben Schichtenbau, nur reicht die Schuttbedeckung 
verschieden hoch darin empor. 

Wir treffen von unten nach oben erst ein System von lichtgrauen, 
dunkelfleckigen Kalken, welche stets mit Mergellagen wechsellagern. 
Diese Schichten (mittel- und oberliassische Fleckenmergel) zeigen in 
dem südlichsten der größeren Gräben heftige Verbiegungen. Gegen 
oben legen sich die Schichtbänke indessen allenthalben flach unter rote, 
feste, hornsteinreiche Kalke mit Aptychen. Diese roten Hornsteinkalke 
(häufig grün gefleckt) werden gegen oben dünnbankiger und knollig. 
Über ihnen treten gelblichgraue, scharf muschelig brechende (2—3 dm 
dick gebankt) Kalke vor. Diese werden von roten mergeligen Kalken 
(häufig grüne Lagen) bedeckt, welche hinwiederum die Unterlage der 


548 Dr. 0. Ampferer. [98] 


weichen, grüngrauen Neokommergel bilden, die hier reichlich kieselige 
Aptychen umschließen. Zwischen den Neokommergeln und den über- 
lagernden Muschelkalkschichten treten stellenweise intensiv zerdrückte 
und zerknetete rote Mergel und Kalke auf. Daß wir es hier an der 
Westseite des Wettersteingebirges nicht mit einer Anlagerung, der 
jungen Schichten an ein älteres Bergmassiv, sondern mit einer Über- 
schiebung zu tun haben, beweisen klar die Erosionsformen der ein- 
zelnen Schluchten. Die riesige Steilwand des Schneefernerkopfes endet 
in ungefähr 2000 m Höhe mit einem Sockel von Muschelkalk. Wetter- 


Fig. 41. 


SchreefernerHopf 


RErA m. 


Lehngraben 


Khrwald 
1200 m 
1:25000 


MK = Muschelkalk. — W = Wettersteinkalk. — L= I,ias. — J== oberer Jura. 
n — Neokom. — Ehr —= Ehrwaldit. 


steinkalk und Muschelkalk sind zu einer flachen Mulde verbogen, 
welche durch diese Wand senkrecht zu ihrem Streichen abgebrochen 
wird. Wären nun die jungen Schichten nur an diese 
Wand angelagert, so ist klar, daß dieselbe in jeder 
Schlucht tiefer als an den hohen Seitengraben entblößt 
sein’ müßte. Das tritt nun nicht in Erscheiasız 
sondern Seitengräte und Schluchten werden in gleicher 
Höhe von der Grundfläche des Muschelkalkes abge- 
schnitten. Dieselben entspringen an derselben Grenz- 
fläche und zeigen uns aufs deutlichste an, daß die 
jungen Schichten wenigstens eine kleine Strecke weit 
die hohe Mulde aus älterer Trias unterlagern. 


EB a SE Te a 2 a 


|99] Geol. Beschreibung des Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 549 


Dafür sprechen auch die ungeheuren Schuttströme, welche 
nördlich von Ehrwald den Bergsaum des Wettersteingebirges belasten. 
Wir haben hier wie an der Karwendelüberschiebung ein Zurückweichen 
der mächtigen, ungemein steilen Wände durch ein fortwährendes 
Unterwühlen und Nachgeben der weichen Unterlage. Wären die 
Jungen Schichten hier an eine alte Wandfläche angelagert, so hätten 
wir die unglaubliche Erscheinung vor uns, daß seit der Lias-Kreide- 
zeit eine so außerordentlich steile Wand durchaus nicht von der 
Erosion nach rückwärts verschoben worden wäre. Außerdem ent- 
scheidet ja auch die völlig gleichartige Schichtausbildung gegen die 
Nähe einer so schroffen und hohen Küste. 

In den drei größeren Zweiggräben des Lehngrabens sind in un- 
gefähr 1700 m Höhe Finlagerungen von Ehrwaldit in den roten Horn- 
steinkalken zu verzeichnen. Dieselben erscheinen an diesen drei Stellen 
fast genau in demselben Horizont (den untersten Lagen der roten Horn- 
steinkalke) eingeschaltet. Ein sichtbarer Zusammenhang der Einlage- 
rungen ist nicht zu erweisen, teilweise auch wegen der Schutt- und 
Vegetationsbekleidung der Zwischenhänge. Der steile, mittlere Graben 
enthält den schönsten Aufschluß des Ehrwaldits, wo sowohl im Lie- 
genden wie im Hangenden auf mehrere Meter intensive Kontakt- 
wirkungen zu erkennen sind. Am rechten Hange dieser Steilrunse 
tritt zwischen flach verbogenen, roten Hornsteinkalken eine etwa 
1/o—?/, m mächtige Lage von Ehrwaldit vor, welche unten und oben erst 
von weißgebrannten (2—3 m), dann von lichtgrünlichen (3—4 m) Horn- 
steinkalken umgeben wird. Diese Kalke sind ungeschichtet und brechen 
splittrig. Nach dem Terrainanschnitte zeigt diese Einlage von Ehr- 
waldit einen flach linsenförmigen Durchschnitt. Durchgreifende Lage- 
rung ist nicht erschlossen. Soweit der Aufschluß ein Urteil gestattet, 
scheint die Einlage dieses Basaltgesteines konkordant zum Streichen 
und Fallen der roten Hornsteinkalke zu verlaufen. 

Das Gestein ist in allen Aufschlüssen dasselbe, was auch noch 
von einem vierten, von Dr. OÖ. Reis entdeckten, weiter nördlich ge- 
legenen Vorkommen gilt. Dieses gestattet keinen Einblick in die 
Lagerung zu dem umgebenden Grundgebirge, da es rings von Schutt- 
halden umfaßt wird. Wir besitzen von Prof. Cathrein eine ein- 
gehende petrographische Beschreibung des Ehrwaldits (siehe Ver- 
handlungen der k. k. geologischen Reichsanstalt 1890, Nr. 1, pag. 1—9), 
wonach dieses merkwürdige Fruptivgestein zu den Basalten zu stellen 
ist. Nach seinem Auftreten haben wir es wohl mit verschiedenen 
getrennten, ziemlich schmalen Lagergängen einer verborgenen Intrusiv- 
masse zu tun. 

Es mag hier erwähnt werden, daß auch in den Gräben im Süden 
des Hohen Kammes in der Umgebung des Steinernen Ilüttls mikro- 
skopisch ähnliche Gesteine in den oberjurassischen Hornsteinkalken 
eingeschlossen sind. Entdeckt wurde dieses Vorkommen von W. v. 
Gümbel, «er ein Rollstück von Ehrwaldit im Bachbette beim Steinernen 
Hüttl fand. ‘Die Auffindung des Anstehenden und eine Gesteinsunter- 
suchung haben wir Dr. Pfaff zu verdanken. Herr Dr. OÖ. Reis hat 
gelegentlich seiner Kartierungsarbeiten ebenfalls noch einige Fund- 
stellen ausfindig gemacht und in seine Wettersteinkarte eingetragen. 


550 Dr. O. Ampferer. [100] 


Das nördlichste Auftreten von jungen Schichten am Westsockel 
des Wettersteingebirges findet an jenem Berghange statt, der sich 
dem Nordwestpfeiler des Schneefernerkopfes anlehnt. Hier begegnen 
wir staffelförmig gelagerten Schollen von Neokom, Hornsteinschichten, 
Neokom, Hornsteinschichten und Neokom. Die oberste Lage von 
Neokom stößt unmittelbar an das Muschelkalkgesims der großen 
Wettersteinwand. 

Gewaltige Schuttfelder begrenzen diese schmale Bergkante im 
Süden und Norden. Im Norden sehen wir von der Nordwestkante 
des Wettersteingebirges eine mächtige Rippe von Muschelkalk nieder- 
steigen, welche von nun an statt der jungen Schichten den Sockel 
des Felsmauern bildet. 

Der südliche Kamm des Wettersteingebirges zeigt in seiner 
ganzen Erstreckung einen klaren einfachen Aufbau. 

Von der Leutaschklamm bis zur hochragenden Leutascher Drei- 
torspitze sehen wir die steilen, hohen Felshänge von mächtigen, flach 
nordfallenden Massen von Muschel- und Wettersteinkalk erbaut. 
Mehrfach reißen Querverwerfungen durch und erscheinen daran die 
Schichten verschoben und gestaut. Solche Sprünge können wir im 
Südgehänge des Wettersteinkammes östlich vom Berglentale deutlich 
beobachten. 

Das Berglental selbst schafft einen tiefen Einschnitt in diese 
gewaltigen Kalkmassen. Der Anschnitt der Muschelkalkschichten greift 
der flachen Lagerung entsprechend beträchtlich in die Tiefe der 
Klamm gegen Norden. Dann bildet ausschließlich Wettersteinkalk das 
Tal und seine Gehänge, wenn wir von einer schmalen Spur von 
Rauchwacken absehen, welche hoch droben in der Scharte des „Törls* 
eingeklemmt liegen. 

Das Berglental (siehe Tafel XII, Fig. 2) schließt sich oben an 
das Plattach an, eine weite, von Furchen, Gruben, Buckeln und Stufen 
reich gegliederte, großenteils nackte Felsfläche, welche hufeisenförmig 
von sehr steilen Felsmauern umschlossen wird. Wir haben hierin im 
kleinen eine getreue Wiederholung des großen Zugspitzplattach am 
Beginn des Reintales. Während sich dort jedoch der Plattferner noch 
erhalten hat, finden wir hier nur lang anhaltende Schneezungen unter 
den Wänden. Diese ausgezeichnete, typisch glazial bearbeitete Fels- 
buckelfläche wird nur am Fuße der Wände von einem Schuttgürtel 
umzogen. Der Berglenbach beginnt mit einzelnen Runsen, welche in 
den unteren steilen Abfall des Plattach eingerissen sind und geht 
dann gleich in eine Klamm über, welche er erst am Ausgange des 
Tales wieder verläßt. Oberhalb von dieser scharfen Felsschlucht ist 
den steilen Felsgehängen zu beiden Seiten je eine Terrasse eingeprägt. 
Diese Terrassen schließen sich dem Abfalle des Plattachs an und 
ziehen in sehr gleichmäßiger Neigung talab. Vor dem Talausgange ver- 
schwinden dieselben. Wir haben es hier mit einem ausgezeichnet 
klaren Beispiel der glazialen Talumbildung zu tun. Das hochgelegene 
große Felskar des Plattachs hat natürlich zur Zeit der Vergletscherungen 
stets einen eigenen beträchtlichen Gletscher zu ernähren vermocht, 
welcher durch das bogenförmig gebogene Berglental abfloß. Am Aus- 
sange des Berglentales stieß dieser Plattachgletscher durch lange 


[101] Geol. Beschreibung d. Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 551 


Zeiträume mit dem Leutascher Arm des Inntalgletschers zusammen. 
Hier mußte seine Bewegung gehemmt und verändert werden. Das 
spiegelt sich alles deutlich in der Talformung wider. Der Eisstrom 
des Plattachs schuf unter demselben als Fortsetzung einen flachen 
Taltrog. Er vermochte denselben indessen nicht bis ganz ins Leutasch- 
tal hinauszuschürfen, da am Talausgang durch die Entgegenstauung 
des Inntalgletschers seine erodierende Kraft zu sehr geschwächt 
wurde. Die völlige Gleichartigkeit der Gesteine im ganzen inneren 
Talgebiete war der regelrechten Ausbildung des Kares und Taltroges 
äußerst förderlich. Der Bach strebt das flache Gefälle des Taltroges 
und das steile der Stufe ins Leutaschtal durch Rückwärtsschneiden 
einer schmalen, engen und tiefen Klamm auszugleichen. So sind die 
Bodenleisten des alten Taltroges verhältnismäßig sehr gut erhalten 
geblieben und zeigen uns an diesem kleinen und selten einfach ge- 
bauten Gletschertal den Grundplan des glazialen Erosionsangriffes. 

Auch der obere Trogrand ist besonders an dem nördlichen Tal- 
gehänge und den Felspfeilern des Talausganges deutlich zu erkennen. 
Erratische Gesteine fehlen im inneren Berglental. Wie schon erwähnt 
wurde, geht westlich der Leutascher Dreitorspitze die flache, nord- 
fallende Schichtenstellung in eine sehr steile über. Es mag hervor- 
gehoben werden, daß dementsprechend auch die Zone der jungen 
Einlagerungen am Scharnitzjoch steile Faltungen aufzuweisen beginnt 
und am Westgrat der Gerenspitzen die Umkehrung des Schicht- 
gefälles einsetzt. 

Der Wettersteinkamm baut sich bei dieser steilen Schichtstellung 
äußerst schroff in kühnen Mauern auf, welche von wildgezackten 
Graten gekrönt werden. Am Südfuße treten zwar nicht zusammen- 
hängend, aber nahe aneinandergereiht schmale Streifen von Muschel- 
kalk hervor. Der Wettersteinkalk in diesem Kammstücke ist von 
dunkelgrauer Farbe, oft oolithisch und enthält zum Beispiel am Gipfel 
des Hochwanners nicht selten Chemnitzien. Die Grate, welche von 
dem Kamme ins tiefe Reintal gegen Norden absteigen, bestehen aus 
lichtem oberen Wettersteinkalk und zeigen in wildzerfurchten Wänden 
und Zacken deutlich ihre steil aufgerichteten Schichten. 

Der Einbruch des Kammes am Zugspitzgatterl ist schon bei der 
Beschreibung der Zone der Jungen Schichten angeführt worden. Wir 
haben erkannt, daß diese Uberwältigung des Kammes durch einen 
starken Vorstoß aus südwestlicher Richtung bewirkt wurde. Im Bereiche 
des Zugspitzgatterl überragen die hoch emporgefalteten jungen 
Schichten den von Sprüngen zerstückelten Wettersteinkamm. Westlich 
von dem’ eigenartigen Zugspitzgatterl haben wir an den Gatterlköpfen 
und Plattspitzen noch steiles Nordfallen, das sich dann gegen das 
Südwestende des Wettersteines bedeutend verflacht. 

Hier bricht dann das Wettersteingebirge in prachtvoller, breiter 
Wand ab. In einer Mächtigkeit von nahe 900 m sehen wir hoch- 
erhoben ud frei eine flachgebogene Mulde aus Wetterstein- und 
Muschelkalk über den schuttbedeckten Waldhängen emporragen. Sie 
findet im Westen keine Fortsetzung. Die Großartigkeit dieses Ab- 
bruches wird noch vermehrt, wenn wir bedenken, daß die jungen 
Schichten, welche zu Füßen dieser Riesenmauern lagern, nicht an- 


Jahrbuch d.k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bu., 3. u. 4. Lift. (Dr. O. Ampferer.) 71 


552 Dr. O. Ampferer; [102] 


gelagert, sondern eingesunken sind. Wir haben am Westrande des 
Wetterstein- und Mieminger Gebirges eine ungewöhnlich scharf und 
tief ausgeprägte Gebirgsscheidung vor uns. Der Wettersteinkamm, 
den wir von der Leutaschklamm bis zu seinem Westrande verfolst 
haben, erweist sich durchaus als der Südflügel einer nördlicher ge- 
legenen Mulde. Dieser Muldenflügel ist eine unmittelbare Fortsetzung 
jenes steil aufgerichteten Zuges von Wettersteinkalk und Raibler 
Schichten, welche östlich der Isar dem nördlichen Karwendelkamm 
angehören. Diese Mulde steigt ebenso wie jene des Gaistales von 
Osten gegen Westen beträchtlich an. Diese Erscheinung ist für die 
Beurteilung der jungen Schichtzone sehr wichtig, da wir erkennen, 
daß dieselbe zwischen die Mulden des Gais- und Reintales eingefügt 
ist und so tektonisch im Faltenbaue eine Aufwölbung darstellt. 

Wenn wir das Verhältnis der Zone der jungen Schichten zu 
diesen sie begleitenden Muldenzügen näher betrachten, so nehmen 
wir wahr, daß diese Einlagerungen tektonisch vollständig von der 
Umgebung beherrscht werden. 

Wir sehen sowohl am östlichen wie am westlichen Rande der 
Einlagerung, daß die begrenzenden Triasmulden flache Lagen ein- 
nehmen. Dasselbe gilt für die dazwischen eingeschalteten jungen 
Schichten. Dazu verbreitert sich ihre Einlagerung, obwohl die Auf- 
schlüsse gerade hier sehr tief hinabreichen. 

Wir können im Osten am Ausgange des Puitentales sowohl als 
zwischen den Westenden des Wetterstein- und Mieminger Gebirges 
nicht nur eine gegen die Tiefe zunehmende Verbreiterung der jungen 
Schichten, sondern auch ein Übergreifen des älteren Triasgebirges 
auf dieselben erkennen. Dagegen erscheint der Streifen der jungen 
Schichten von den Issentalköpfeln bis zum Scharnitzjoch schmal und 
eng zusammengefaltet. Zu seinen Seiten sind hier die Muldenflügel 
steil aufgerichtet oder überkippt. Der ganze Schichtenstreifen ist 
dabei beträchtlich gehoben, was man nicht nur aus der allgemeinen 
größeren Höhe, sondern besonders daraus ersehen kann, daß am Ost- 
und Westrande in weit tieferer, flacher Lage die Neokomschichten 
vorherrschen. 

Außerdem sind in der Gegend der heftigen Zusammenpressung, 
besonders an der Südseite zahlreiche nördlich und nordöstlich zielende 
Querschübe erschlossen, welche auch die junge Schichtzone und die 
nördliche Mulde betreffen. Diese Quervorstöße gehören zu den inter- 
essantesten Bildungen am Südabhange des Wettersteingebirges, da 
sie so außerordentlich klar und scharf hervortreten. Die Grenze 
zwischen dem lichtfarbigen Wettersteinkalke und den bräunlichen 
Raibler Sandsteinen ist nirgends zu verkennen und ebensowenig die 
zahlreichen Rutschflächen, längs deren die Vorstöße der Schichtschollen 
erfolgten. 

Schwieriger ist die Erklärung der eigentümlichen Erscheinung, 
daß von der Gegend des Scharnitzjoches bis zur  Pestkapelle am 
Wettersteinkalkzuge der Vorberge im Verhältnis zur Gaistalmulde 
eine völlige Uberkippung vorherrscht. Wir begegnen dem Beginne 
dieser Umkehrung des nördlichen Flügels der Gaistalmulde, wie 
schon erwähnt, am Westgrate der Gerenspitzen. Während der öst- 


[103] Geol. Beschreibung d. Seefelder, Mieminger u. süd]. Wettersteingebirges. 553 


liche Teil dieses Kammes noch eine regelmälig gegen Süden geneigte 
Schichtplatte darstellt, kehrt sich westlich dieses Verhältnis plötzlich 
und ruckweise um. Statt südfallender Schichten, wie sie der Gaistal- 
mulde entsprechen würden, haben wir nun bis zur Pestkapelle nord- 
fallende oder saiger gestellte. 


Dafür fehlt am Gaistalabhang zwischen Wettersteinkalk und 
Hauptdolomit die Einfügung der Raibler Schichten. Dabei ist im 
großen unzweideutig eine mächtige Mulde vorhanden. 


Dieses so gestaltete Stück der Vorbergkette vom Westgrat der 
Gerenspitzen bis in die Gegend der Pestkapelle könnte man am ein- 
fachsten als Umfaltung des Muldenrandes erklären. Das würde 
jedoch eine sattelföürmige Zusammenbiegung des Wettersteinkalkes 
und ein beiderseitiges Aussfreichen der Raibler Schichten verlangen. 
Keine dieser Erscheinungen ist vorhanden, vielmehr treten mehrere 
auf, welche unbedingt gegen diese Erklärung zeugen. Am Westgrat 
der Gerenspitzen erkennen wir deutlich, daß sich der Wechsel im 
Einfallen nicht durch Umfaltung, sondern durch Umdrehen der 
Schichtschollen beweıkstelligt. Am Südfuße des Haberlenz beginnt 
der Wettersteinkalk über Hauptdolomit mit dunklen, knolligen Kalken, 
welche wohl schon dem Muschelkalke angehören. Ebenso können wir 
an den anderen Wettersteinkalkklötzen am Nordabhang des Gaistales 
häufig beobachten, daß der helle, lichtweißliche oder gelbliche (oft 
dolomitische) obere Wettersteinkalk, welcher die Grundlage der 
Raibler Schichten bildet, gegen unten zu dunklere Färbungen annimmt, 
wie sie den unteren Abteilungen dieses Gesteines stets eigen zu sein 
pflegen. 

Außerdem wäre die mehrfache Schuppenstruktur in der Gegend 
der Pestkapelle dadurch nicht erklärbar. Eine weitere wieder- 
sprechende Erscheinung liegt in den schmalen Fetzen von jungen 
Schichten vor, welche einerseits unter dem Westgrate der Geren- 
spitzen, anderseits bei der Feldernalpe zwischen Wettersteinkalk- 
massen eingeklemmt lagern. 


Fasse ich alle Beobachtungen zusammen, so komme 
ich zu dem Urteile, daß der Schichtstreifen, welcher 
in dem mehrfach bezeichneten Raume die Vorberge des 
Wettersteinkammes zusammensetzt, von der Gaistal- 
mulde abgelöst und durch eine schiebende Bewegung 
so aufgestellt wurde. 


Im Verhältnis zur Gaistalmulde beschrieb dieser 
vorderste Streifen der Triasplatte eine drehende, 
wälzende Bewegung. 

Wie ich schon in dem Berichte über allgemeinere Ergebnisse 
der Hochgebirgsaufnahmen zwischen Achensee und Fernpaß (Verh. 
der k. k. geol. R.-A., Wien 1905, Sitzung vom 14. März) hervorgehoben 
habe, ist «ie Zone der jungen Schichten inmitten der älteren Trias 
als eine tektonische Einsenkung aufzufassen. Denkt man sich nun 
den südlichen Begrenzungsrand in dem geschilderten Bereiche gegen 
die jungen Schichten geneigt oder vielleicht stufenförmig abgesenkt, 
so ist es bei einem heftigen seitlichen Vorschub leicht verständlich, 

5 


554 Dr. O. Ampferer. [104] 


daß der vorderste nordwärts geneigte oder abgesenkte Streifen der- 
artig gedreht und aufgestellt wurde. 


Wenn wir den langen Streifen von jungen Einlagerungen von 
Ehrwald bis ins Inntal verfolgen, so sehen wir im Karwendelgebirge 
den Rand des südlichen Triasgebietes durchaus darüber vorgeschoben. 
Im Bereich der Arnspitzen ist ebenfalls noch eine beträchtliche 
Uberschiebung vorhanden. Im Wettersteingebiete kann man kaum 
mehr von einer Überschiebung reden, denn es handelt sich nach den 
Aufschlüssen am Ausgang des Puitentales und an der Westseite des 
Wettersteines nur um beschränkte UÜberlagerungen. Dafür tritt hier 
gerade längs jener Strecke, welcher jedes Anzeichen von UÜber- 
schiebung mangelt, die oben gedeutete Erscheinung am Nordrand 
des Triasgebietes hervor. An diesem Teile des Nordrandes wurde 
beim Vorschub ein wahrscheinlich schon früher tektonisch abgelöster 
Schichtstreifen walzenförmig gedreht. 


Diese Drehung ist natürlich nicht als eine Achsendrehung auf- 
zufassen. Sie kam wahrscheinlich dadurch zustande, daß ein schon 
segen Norden geneigter Schichtstreifen unter der Einwirkung des 
seitlichen Druckes sich immer steiler und steiler stellte. Da dieser 
Triasstreifen offenbar eine tiefere Lage parallel dem Einbruche der 
Jungen Schichten einnahm, konnte er nicht einfach darüber vorge- 
schoben werden, sondern er mußte dieselben erfassen, aufschürfen und 
zusammendrängen. Dadurch wird also auch die Beobachtung erklärt, 
daß gerade im Bereiche dieses Triasstreifens die jungen Schichten 
so heftig und steil zusammengefaltet und emporgepreßt wurden. 


Betrachten wir den Zug der jungen Schichten an 
der Südseite des Wettersteingebirges, so geht aus 
seinem Verhältnis zu den umgebenden Triasgebieten 
deutlich hervor, daß er im Verein mit diesen einheitlich 
der faltenden Kraft unterlag. Wir haben hier zwischen 
den Mulden des Gais- und Reintales ein Gewölbe vor 
uns, das aus den mannigfaltigsten Gesteinen errichtet 
ist. Darin besteht ein wesentlicher Unterschied gegen 
das Karwendelgebirge, wo wir erkannt haben, daß der 
Südrand der älteren Trias als gewaltige Decke weit 
gegen Norden vorgeschoben wurde. ‚Hier zwischen 
Wetterstein- und Mieminger Gebirge sind die Ränder 
der älteren Triasgebiete stark zusammengedrängt und 
die Zone der jungen Einschlüsse dazwischen ist großen- 
teils miterfaßt und in die Faltenwogen eingeordnet. 


Die Deutung der Zone der jungen Schichten als Versenkungs- 
streifen zwischen gehobenen Schichtgebieten reicht vollständig zur 
Erklärung der Lagerungsformen hin. Aus der Tatsache, daß im 
Bereiche der Vorberge des südlichen Wettersteinkammes über dem 
Wettersteinkalke die Raibler Schichten allenthalben, dagegen nur 
geringe Reste von Hauptdolomit erhalten sind, kann man schließen, 
daß dieser Streifen bei der Faltung bereits bis auf diesen geringen 
Schichtbesitz aberodiert war. Die Anlagerung der jungen Schichten 
an diesen Streifen könnte ein flüchtiger Beobachter vielleicht für 


[105] Geo]. Beschreibung d. Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 555 


eine ursprüngliche Transgressionsgrenze ansehen. Außer den schon 
in dem obigen Berichte (Allgemeinere Ergebnisse der Hochgebirgs- 
aufnahmen zwischen Achensee und Fernpaß) angeführten Gründen 
können wir hier auch mehrfach wahrnehmen, daß nicht nur Kössener 
Schichten, sondern auch Lias, Hornsteinschichten und Neokom, und 
zwar in „verkehrter Folge“ daran abschneiden. Überdies wäre ein 
so lange andauernder Transgressionsboden aus weichen Mergeln und 
Sandsteinen eine höchst wunderbare Erscheinung. 

Die nördliche Begrenzungsfläche kann ebenso, wenigstens in 
jenen Strecken, wo die steil aufgerichteten Muschel- und Wetterstein- 
kalkschichten die Neokommergel begrenzen, unmöglich als ursprüng- 
liche Anlagerungsfläche gedeutet werden. Es ist ohne weiteres klar, 
daß bei Zurückführung in horizontale Lagerungen die heutige Grenz- 
fläche keine Anlagerungsfläche bilden kann. Bedenken wir zudem 
die überall gleichmäßige, reiche ‚und feine Struktur der Neokom- 
mergel, welche den Süd- und teilweise den Westfuß der steilen Fels- 
mauern des Wettersteinkammes umhüllen, so erkennen wir wohl, 
daß eine solche Ausbildung am Fuße solcher Steilküsten undenkbar 
wäre. In allen Mulden sind die Neokommergel heute. von Schutt- 
halden und Bergstürzen aus den überragenden Wänden schwer 
belastet. Wären sie in einem Fiord am Fuße von Muschelkalk- 
oder Wettersteinkalkwänden entstanden, so müßten sie reichlich 
Trümmerwerk davon umschließen. 

Für die Annahme von Einsenkungen oder Erhebungen bildet das 
Auftreten von basaltischen Intrusionen in den Hornsteinschichten des 
oberen Jura einen weiteren Stützpunkt. Es ist höchst wahrscheinlich, 
daß solche Einsenkungen oder Erhebungen nur als Zerrungser- 
scheinungen zustande kommen können. Zerrungen bedeuten immer 
Entlastungen an bestimmten Zonen und solche Entlastungen begün- 
stigen und ermöglichen jedenfalls das Empordrängen von vulkanischen 
Massen. Die Fundstellen des Ehrwaldits sind an der Westseite des 
Wettersteines und am Hohen Kamm in der jungen Schichtzone, welche 
durch Zerrungen und vertikale Bewegungen vom Triasgebiete ab- 
gelöst wurde. Das Fundstück eines (nach Prof. Cathrein) dem Ehr- 
waldit völlig gleichen FEruptivgesteines aus der Gegend der Binsalpe 
im Karwendel (Pichler) dürfte ebenfalls aus den Schichten des 
oberen Jura stammen. Leider ist dort bisher das Anstehende nicht 
entdeckt worden. Das Alter der Intrusionen ist aus den Aufschlüssen 
nicht genauer zu entnehmen, spricht aber nicht gegen eine Gleich- 
zeitigkeit mit den vertikalen Bewegungen. 


Grundzüge des Aufbaues der beschriebenen Gebirge. 
(Fig. 42.) 
Indem wir auf die mehrfach erwähnte Darstellung der all- 
gemeineren Ergebnisse der Hochgebirgsaufnahmen zwischen Achensee 
und Fernpaß in den Verh. der k. k. geol. R.-A. verweisen, können 


wir hier unsere Aufgabe in Kürze vollenden. 
Das nunmehr im einzelnen geschilderte Bergland stellt sich als 


die Fortsetzung des Karwendelgebirges dar, indem wir alle wesent- 


556 Dr. 0. Ampferer. [106] 


lichen Elemente von dessen geologischem Aufbau auch hier wieder- 
gefunden haben. Da außerdem auch die zur Verwendung gelangenden 
Schichtfolgen sowohl dem Umfange als auch der Ausbildung nach 
große Ähnlichkeit und Gleichmäßigkeit besitzen, so lassen sich die 
Verschiedenheiten in der Entwicklung der einzelnen tektonischen 
Glieder um so schärfer erfassen. 

Die Zerlegung des ganzen Landes in Gebiete von sehr ver- 
schiedenem Schichtreichtum ist ebenso wie im Karwendelgebirge 
vorhanden und besonders am Westrande des älteren Triasgebirges 
gegen die Lechtaleralpen scharf ausgeprägt. 

Ich habe in der oben angeführten Arbeit zu beweisen versucht, 
daß diese Zerlegung nicht schon eine solche der Ablagerungsgebiete, 
sondern eine spätere tektonische war, welche in diesen Bergbereichen 
die bis in die untere Kreide emporgewachsene Sedimentdecke ein- 
heitlich erfaßte und zerstückelte. Hätten wir die erstere Art, die 
Zerlegung der Ablagerungsgebiete vor uns, so müßten wir uns vor- 
stellen, daß ein ursprünglich einheitlicher Ablagerungsraum durch 
Landbildung in verschiedene Becken zertrennt wird. Ich bemerke 
ausdrücklich, daß damit nicht jene zeitweiligen Trockenlegungen der 
Sedimente gemeint sind, welche z. B. nachweislich im Zeitalter der 
Raibler und Kössener Schichten stattgefunden haben. Sollen die 
heutigen Bereiche verschiedenen Schichtreichtumes ungefähre Ab- 
bildungen jener Becken und Landrücken sein, so müssen wir dieselben 
als verhältnismäßig eng begrenzte Räume begreifen. 

Es ist nun ohne weiteres klar, daß in einem solchen Geflechte 
von Meeresbuchten und Meeresarmen die Sedimentation besonders 
von der Zerstörung der dazwischen aufragenden Landrücken gefördert 
wird. Die Gesteinsausbildung der hier in Betracht kommenden 
Schichten (Kössener Schichten — Neokom) widerspricht entschieden 
dieser Annahme. Anderseits müßte es sehr verwundern, daß im 
Laufe so riesiger Zeiten nicht die Landriegel dazwischen vollständig 
zerstört und überwältigt worden wären. Hier könnte man allerdings 
einwenden, daß eben die Landgebiete in einem andauernden Empor- 
steigen begriffen waren. Damit wäre allerdings der Umstand erklärt, 
daß wir nirgends diskordantes Übergreifen von jüngeren Ablagerungen 
auf ältere entdecken können. Dafür müßten steile und fortwährend 
erhobene Küsten um so mehr ihre Nähe durch die Einschüttung grober 
Schuttmassen bemerkbar machen. Die Bodenbewegungen, durch 
welche die Trennung der Ablagerungsbereiche er- 
folgte, wären übrigens gerade den Auffaltungen ent- 
gegengesetzt, da die Streifen der jungen Schichten 
nicht in Muldengängen eingeordnet sind. 

Hätten wir tatsächlich eine Trennung der Ablagerungsbereiche 
vor uns, welche der heutigen Verteilung der verschieden reichen 
Sedimentgruppen entspräche, so könnten wir etwa Gesteinsmassen 
als Ausfüllung dieser Becken und Fjorde erwarten, welche den 
Gosauablagerungen oder den Flyschgebilden ähnlich wären. 

Entscheidende Gründe gegen die Annahme von ursprünglicher 
Trennung der Ablagerungsbereiche finden wir außerdem in den Lager- 
verhältnissen des Bergkammes Wanneck - Heiterwand. An diesem 


[107] Geol. Beschreibung d. Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 557 


langen, schroffen Kamme ist eine steil südfallende Platte von Muschel- 
kalk, Wettersteinkalk, Raibler Schichten und Hauptdolomit einem steil- 
gefalteten Streifen von jungen Schichten aufgelagert. Auch dieser 
Schichtstreifen fällt in ungefähr gleicher Neigung steil nach Süden 
und wird von Hauptdolomit unterlagert. Die Trennungsfläche der 
älteren (3) und Jüngeren Serie (A) ist ebenfalls ungefähr den Schicht- 
flächen parallel. 

Versuchen wir diese Lagerungsformel (Fig. 42) aufzulösen, das 
heißt auf ihre entsprechende horizontale Lage zurückzuführen. so 
nehmen wir wahr, daß dies nur durch Vereinigung von gewissen 
Bewegungen möglich ist. 

Der erste Schritt zur Auflösung ist die Zurückführung der 
Schrägstellung in horizontale Lage. Zu diesem Zwecke kann der 
ganze Schichtverband eine einheitliche Drehung beschreiben, da 


en 
Fig. 42. 


beide Schichtserien gleichsinnig aufgerichtet sind. Dadurch wird 
notwendig die jüngere Serie die Unterlage der älteren. Um das 
auszugleichen, muß erstens das Übergreifen der beiden Serien durch 
Auseinanderziehen behoben und zweitens der Niveauunterschied durch 
entsprechende Hebung oder Senkung ausgeglichen werden. Diese 
Reihenfolge der auflösenden Bewegungen ist natürlich willkürlich 
und kann auch anders kombiniert werden. Die drei Bewegungsakte 
dagegen sind unumgänglich. 

Aus dieser Überlegung geht hervor, daß die Tren- 
nungsfläche der beiden Schichtserien unmöglich eine 
Anlagerungsfläche sein kann. Ebenso kann sie auch 
keine Verwerfungsfläche darstellen, sondern muß als 
Schubfläfhe begriffen werden. 

Sollte üie Trennungsfläche der beiden Serien als Anlagerungs- 
fläche möglich sein, so müßte die ältere Serie erst vollständig über- 
kippt werden. In unserem Falle wäre bei einer solchen Überkippung 
auch die junge Serie mit überkippt. In Fällen, wo die junge Serie 


558 Dr. O. Ampferer. [108] 


dann normal darüber lagern würde, müßte man schon vor der An- 
lagerung Faltungen des Landes annehmen. 

Nachdem wir so eine ursprüngliche Trennung der Ablagerungs- 
bereiche als mit den heutigen Lagerungen unvereinbar erkannt haben, 
müssen wir noch zur Frage Stellung nehmen, ob man die jungen 
Schichteinschlüsse inmitten der älteren Trias nicht als Fenster einer 
riesigen UÜberschiebungsdecke deuten könnte. Gegen diese Annahme 
habe ich ebenfalls schon in der früher genannten Arbeit einige 
Gründe geltend gemacht. 

Wie wir im einzelnen gezeigt haben, steht der Zug der jungen 
Schichten am Südabhange des Wettersteingebirges zu den beider- 
seitigen Rändern der älteren Triasgebiete im engsten Druckverband. 
Sind diese Ränder steil aufgepreßt, so ist es auch die zwischenliegende 
Zone, sind jene flach gelagert, so auch diese. Wären die Triasmassen 
des Wettersteingebirges einfach über die Unterlage der jungen Schichten 
hinweggeschoben worden, so würde diese Erscheinung unerklärlich sein. 
Dazu kommt noch ein weiterer Gegengrund aus der Einlagerungsform 
der jungen Schichten. Wollte man den Schichtstreifen der jungen 
Schichten an der Südseite des Wettersteingebirges für ein Fenster 
erklären, so müßte man annehmen, daß er durch Zerstörung der 
darüberliegenden Triasmassen sichtbar geworden sei. Da nun aber 
vom Scharnitzjoche bis zur Pestkapelle im Zuge der Vorberge steil 
nordfallende Raibler Schichten die junge Schichtzone begrenzen und 
unterteufen, so erkennt man, daß dieser Triasrand unmöglich über 
diese Zone hinweg eine deckenartige Fortsetzung und Verbindung 
mit dem Wettersteinkamme gehabt haben kann. Zudem treten Fetzen 
junger Schichten ja am Westgrate der Gerenspitzen und bei der Feldern- 
alpe inmitten von Wettersteinkalkschollen zutage. Nach den Auf- 
schlüssen an den Vorbergen des Wettersteinkammes können wir das 
Vortreten der jungen Schichten nicht durch Wegwitterung eines 
Streifens der Triasdecke erklären. 

Damit ist aber auch schon bewiesen, daß das Mieminger und 
Wettersteingebirge nicht als zusammengehörige Schubmasse aufgefaßt 
werden kann. Wollte man das trotzdem annehmen, so müßte man 
denken, daß beim Einstellen der Vorwärtsbewegung der gewaltigen 
Schubmassen ihr vorderster Teil abgerissen und noch ein weiter- 
getrieben wurde. 

Dieser äußerst unwahrscheinlichen Annahme steht wieder die 
Tatsache entgegen, daß im Norden das Wettersteingebirge großenteils 
regelmäßig mit seinem Vorlande verknüpft ist. 

Der Westrand des Mieminger und Wettersteinge- 
birges ist ein Bruchrand, der jedoch durch nach- 
folgende Faltung bedeutend umgestaltet worden ist. 
Hier stößt das ältere Triasgebirge mit den Lechtaler 
Alpen zusammen, die von Hauptdolomit und jüngeren 
Schichten erbaut werden. Der Zug der Heiterwand, 
die nördlich eingesenkte junge Schichtzone, die Kreide- 
mulde des Bichlbacher Tales und das Hauptdolomit- 
vorgebirge im Norden stellen gleichsam verbindende 
Brücken zwischen den beiden großen Bergländern dar. 


[109] Geol. Beschreibung d. Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 559 


Die Einsenkung der jungen Schichtzone im Norden von 
Heiterwand und Wanneck greift auch noch westlich ins 
Mieminger Gebirge hinein. Die eingebrochenen Schollen 
zwischen den Gewölbeschenkeln gehören ihr als Fort- 
setzung an. Die Bichlbacher Mulde ist die westliche 
Fortsetzung der Zone junger Schichten an der Südseite 
des Wettersteines. Während die beiden nördlichen 
Verbindungsstücke Fortsetzungen der Lechtaler Alpen 
gegen Osten bedeuten, schiebt mit dem Zuge der 
Heiterwand das Mieminger Gebirge einen Arm in die 
Lechtaler Alpen hinein. Beide Bergländer sind so 
wechselseitig förmlich ineinander verzahnt. Hier kann 
es sich nicht um die Auflagerung einer gewaltigen Deckscholle 
handeln, da beide Bergländer gleichlaufend gefaltet sind. Nimmt 
man aber an, daß die Faltung erst nach der Überschiebung eingetreten 
ist, so bleibt es unverständlich, warum die Überschiebungsdecke (das 
ältere Triasgebirge) zu den eingeschlossenen Streifen jüngerer Schichten 
nicht in einfacher Muldenbeziehung steht. 

Die Gebiete der vorherrschend älteren Trias 
stellen gegenüber den angrenzenden Lechtaler Alpen 
ebenso wie gegen die Zonen der jungen Schichten in 
ihrem Innern Hebungsbereiche vor, welche von der 
Erosion inihrem Schichtbesitze stark verarmt wurden. 
Eine so ziemlich gleichmäßige Erniedrigung der Schicht- 
decke ist aber nur bei flacher Lagerung erklärbar. 

Später wurde das ganze Gebiet gleichmäßig von 
der Faltung beherrscht. Die Zonen der eingesenkten 
jungen Schichten wurden dabei nach ihrer Höhenlage 
teils überschoben, teils mitgefaltet. 

So ist die enge Verknüpfung der Tektonik der 
Jungen Schichtzonen mit jener der Triasränder leicht 
verständlich. 

Bei der Faltung spielten diese Einlagen von größtenteils weichen, 
nachgiebigen Gesteinen eine ähnliche Rolle zwischen den mächtigen, 
festen Kalk- und Dolomitplatten wie die Zonen der Raibler und 
Kössener Schichten gegenüber ihren Nachbargesteinen. Wir haben am 
Südgehänge der Mieminger Kette schöne Beispiele für die gewaltige 
mechanische Umarbeitung der Raibler Schichten gefunden. Neben 
reichen Schichtserien haben wir vielfach völliges Verschwinden der 
Rauchwacken.- 

Zweifelsohne greifen dabei Verschiedenheiten der ursprünglichen 
Ausbildung und Mächtigkeit in bedeutendem Umfange ein. Trotzdem 
sind diese Erscheinungen dadurch allein nicht zu erklären. Daß es 
sich um mechanische Wirkungen handelt, geht schon daraus hervor, 
daß das Verschwinden der Raibler Schichten häufig mit heftigen 
Störungen und Verschiebungen zusammenfällt. Solche Einlagerungen 
von weichen Mergeln inmitten dicker, starrer Kalk- oder Dolomit- 
massen gewinnen bei der Faltung eine hohe Bedeutung, indem Span- 
nungen ihnen entlang viel leichter ausgeglichen werden können. Die 
Erscheinung, daß am gesamten Südabhange der Mieminger Kette die 

Jahrbuch d.k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Dr. O. Ampferer.) 72 


560 Dr. O. Ampferer. 1 10] 


Hauptdolomitplatten flacher abfallen als jenseits der Raibler Zone 
die benachbarten Schichten des Wettersteinkalkes, gibt uns ein gutes 
Bild für den Einfluß weicher Zwischenlagen auf den Gebirgsbau. 
Dieser Einfluß äußert sich indessen nicht nur bei der Auffaltung 
selbst, sondern auch noch danach. Jedes einzelne aufgefaltete 
Gewölbe wird wieder Anlaß zu nachträglichen Boden- 
bewegungen, welche in ihrer Wirkung gerade ent- 
gegengesetzt zu denen der Faltung verlaufen. Die 
aufgerichteten Schichtmassen streben wieder nieder- 
zugleiten. Auch hier sind die weichen Zonenam 
meisten beansprucht und bilden vorzüglich die Gleit- 
bahnen für solche Abwärtsverschiebungen. Dazu kommt 
noch in vielen Fällen die Mitwirkung des Wassers, das 
sich vor allem entlang den meist wasserundurch- 
lässigen Mergeln und Letten sammelt und anstaut 
Erwägst man diese Umstände, so wird man nicht er- 
staunt sein, wenn von den Aufschlüssen weicher 
Schichtlagen zwischen festen Kalk- und Dolomit- 
massen der größere Teil Störungen in seiner Lage 
aufweist. Dieselben haben mit Störungen in der Ab- 
lagerung nichts zu tun. 


[11 1] Geol. Beschreibung d. Seefelder, Mieminger u. südl. Wettersteingebirges. 561 


Übersicht der geologischen Literatur. 


Abkürzungen. 


B. H. Z. = Berg- und Hüttenmännische 
Zeitung, Leipzig. 

al. Geognostische 
München. 

J. R. A. — Jahrbuch der k. k. geolo- 
gischen Reichsanstalt, Wien. 

N. J. — Neues Jahrbuch für Mineralogie, 
Geologie und Paläontologie, Stuttgart. 

S.A.W. — Sitzungsberichte der Aka- 


Jahreshefte, 


V.R. A. — Verhandlungen der k. k. 
geologischen Reichsanstalt, Wien. 
Z. A.V. — Zeitschrift des Deutschen 


und Österreichischen Alpenvereines, 
Wien, München. 

2. D. G. — Zeitschrift der Deutschen 
geologischen Gesellschaft, Berlin. 

Z. F. = Zeitschrift des Ferdinandeums, 

„ Innsbruck. 

OÖ. B. Z. —= Österr. Zeitschrift für Berg- 


demie der Wissenschaften, Wien. und Hüttenwesen, Wien. 


Heckel J. Bericht über das Vorkommen fossiler Fische zu Seefeld in Tirol und 
M. Bolca im Venezianischen. J. R. A. 1850. 


Geognostisch-montanistischer Verein für Tirol und Vorarlberg. 
Geognostische Karte Tirols. 1852. 


Gümbel, C. W. v. Beiträge zur geognostischen Kenntnis von Vorarlberg und dem 
nordwestlichen Tirol. J. R. A. 1856. 


Pichler A. Zur Geognosie der nordöstlichen Kalkalpen Tirols. J. R. A. 1856. 
Cotta B. v. Erzvorkommen im Alpenkalkstein bei Partenkirchen. B. H. Z. 1856. 
HauerFr.v. Bericht über die Aufnahmen in der Umgebung von Reutte. J. R. A. 1857. 


Richthofen Ferd. Freih. v. Die Kalkalpen von Vorarlberg und Nordtirol. I. Abt. 
J. RB. A. 1859. 


Pichler A. Beiträge zur Geognosie Tirols. Z. F. 1859. 


Richthofen F.v. Die Kalkalpen von Vorarlberg und Nordtirol. II. Abt. J. R. A. 
1861— 1862. 


Gümbel C. W. v. Geognostische Beschreibung des bayrischen Alpengebirges 
und seines Vorlandes. Gotha 1861. 


— Die Dachsteinbivalve (Megalodon triqueter) und ihre alpinen Verwandten, S. A. 
W., Wien, Bd. 45, 1862, 


Pichler A. Beiträge zur Geognosie von Tirol. Z. F. 1863. 

— Profil von Stams nach Ehrwald. V. R. A. 1865. 

Schafhäutl. Der weiße Jura im Wettersteingebirgsstock ete. N. J. 1865. 
Pichler A. Cardita-Schichten und Hauptdolomit. J. R. A. 1866. 

— Beiträge zur Geognosie Tirols. J. R. A. 1866. 

Kner R. Die fossilen Fische von Seefeld. S. A. W. Wien, 53. Bd., 1866. 


Hauer Fr. R. v. Geologische Übersichtskarte der österreichischen Monarchie. 
Bd. V. Text im J. R. A. 1867. 


Pichler A. Zur Geognosie der Alpen. F. Z. 1867. 
— Beiträge zur Geognosie Tirols. V. R. A. 1867. 


Kner R. Nachtrag zur fossilen Fauna der Asphaltschiefer von Seefeld in Tirol. 
S. A. W. Wien 1867. 


Pichler A. Beiträge zur Geognosie Tirols. J. R. A. 1868. 
Mojsisovics E. v. Der nordwestliche Teil des Wettersteingebirges. V. R. A. 1871. 


— Die Kalkalpen des Oberinntales zwischen Silz und Landeck und des Loisach- 
gebietes bei Lermoos. V. R. A. 1871. 


12 


562 Dr. O. Ampferer. 1 12] 


Pichler A. Geologisches aus Tirol. N. J. 1874. 
Barth H. Fr. v. Aus den nördlichen Kalkalpen. Gera 1874. 


Isser M.v. Die Blei- und Zinkwerke der Gewerkschaft Silberleiten zu Bieberwier 
im Oberinntale. Z. F. 1881. 


Falbesoner H. Der Fernpaß und seine Umgebung in bezug auf das Glazial- 
phänomen. XI. Programm des f.-b. Privatgymnasiums in Brixen 1886. 


Isser M. v. Bitumenschätze von Seefeld. Berg- und Hüttenm. Jahrb., 34. Bd., 
Wien 1888. 


Pichler A. Zur Geologie von Tirol. V. R. A. 1890. 
Cathrein A. Über den sogenannten Augitporphyr von Ehrwald. V. R. A. 1890. 


Skuphos Th. Die stratigraphische Stellung der Partnach- und der sogenannten 
„Unteren Cardita-Schichten“ in den Nordtiroler und Bayrischen Alpen. G. J. 1891. 


Böse E. Über liassische und mitteleuropäische Fleckenmergel in den bayrischen 
Alpen. Z. V. G. 1894. 


Gümbel C.W. v. Geologie von Bayern. 2. Teil. Kassel 1894. 


Ampferer und Hammer. Geologische Beschreibung des südlichen Teiles des 
Karwendelgebirges. J. R. A. 1898. 


Häusing. Die Grube Silberleiten und die neuen Aufschlußarbeiten im Liegenden 
der Wasserkluft. Ö. B. Z. 1898. 


Reis OÖ, Eine Fauna des Wettersteinkalkes. IT. Teil. Gephalopoden. G. J. 1900—1901. 


Ampferer, Beyrer, v. Unterrichter. Die Mieminger Kette. Ein Beitrag zu 
ihrer eingehenderen Kenntnis. 1. Teil. Z. A. V. 1902. 


Penck und Brückner. Die Alpen im Eiszeitalter. Leipzig, Tauchnitz, 1902 — 1905 
Ampferer. Grundzüge der Geologie des Mieminger Gebirges. V. R. A. 1902. 
Diener. Bau und Bild der Ostalpen. Wien, Leipzig 1903. 


Ampferer. Die Bergstürze am Eingange des Ötztales und am Fernpasse. V. R. A. 
1904. 


— Studien über die Inntalterrassen. J. R. A. 1904. 


— Einige allgemeine Ergebnisse der Hochgebirgsaufnahme zwischen Achensee und 
Fernpaß. V. R. A. 1905. 


Die Basaltgesteine der Kosel bei Böhm.-Leipa. 


Von Bruno Förster. 


Mit einer Kartenskizze im Text. 


Topographisch-hydrographischer Überblick. 


Etwa 6 km südwestlich von Böhm.-Leipa liegt ein Bergrücken, 
dessen höchster Punkt, die weithin sichtbare, steil ansteigende Kosel, 
Sign. 596, nördlich von dem Dorfe Kosel sich erhebt. Um die Bezeichnung 
zu vereinfachen, soll er der Koselrücken und das zugehörige, unten 
näher begrenzte Gebiet das Koselgebiet genannt werden.!) Der 
Zweck dieser Arbeit ist, eine genauere petrographische Untersuchung 
der Basalte dieses Gebietes zu geben; die geologischen Verhältnisse 
sollen nur so weit berücksichtigt werden, als sie zur allgemeinen 
Orientierung unbedingt notwendig sind. 

Der Koselrücken hat etwa die Gestalt eines Dreieckes, dessen 
eine Seite, der Nordostabhang, von SO nach NW, dessen zweite, der 
Südostabhang, von NO nach SW und dessen dritte Seite, der West- 
abhang, von N nach S streichen. Während die ersten beiden nahezu 
in einer Geraden verlaufen, bildet der letztere einen nach O konvexen 
Bogen. Die Ostecke des Rückens ist die Kosel, die Nordwestecke 
der Königsberg, Sign. 530, und die Südwestecke der Kolbenberg, 
so daß er von drei Erhebungen begrenzt ist. Zwischen diesen breitet 
sich eine nahezu horizontale, mit Acker- und Wiesenland bedeckte 
Hochebene aus, welche durch einige kleinere, namentlich an den 
Rändern sitzende Kuppen ein leicht gewelltes Aussehen bekommt. 
Solche sind unter anderem am Nordostrande Sign. 535, etwa in der 
Mitte zwischen der Kosel und dem Königsberge, am Westrande Sign. 557, 


1) Die Literatur über das in Rede stehende Gebiet beschränkte sich bisher 
auf einen von Warm und Zimmerhackel herrührenden Programmaufsatz der 
Kommunal-Oberrealschule zu Böhm.-Leipa: „Basalt- und Phonclithkuppen in der 
Umgebung von Böhm.-Leipa“. Die Autoren heben bezüglich der Namen der einzelnen 
Kuppen hervor: „Sie sind teils von der Form der Kuppe, teils von der Art und 
Weise des vorkommenden Gesteines, teils von dem Besitzer derselben hergeleitet 
worden. Breitet sich an den Lehnen oder am Fuße eines Berges eine Ortschaft 
aus, so pflegt ’derselbe von dieser seinen Namen zu bekommen. 

Nach Abschluß vorliegender Arbeit hat Herr H. V.Graber in Böhm.-Leipa 
in seiner Abhandlung „Geologisch-petrographische Mitteilungen aus dem Gebiete 
des Kartenblattes Böhm.-Leipa und Dauba, Zone 3, Kol. XI der österreichischen 
Spezialkarte“ (Jahrb. der k.k. geol. R.-A. 1904, Bd. 54, S. 454 [24]), die geologischen 
Verhältnisse des Koselgebietes kurz erwähnt.“ 


Jahrbuch d.k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Bruno Förster.) 


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[3] Die Basaltgesteine der Kosel bei Böhm.-Leipa. 565 


südöstlich des am Westabhange gelegenen Ortes Petersdorf und des 
nördlich davon bis auf die Hochfläche sich erstreckenden Dorfes 
Neuland. Die mit dichten Wäldern bedeckten Abhänge fallen nach allen 
Seiten zunächst etwa 100 m ziemlich steil ab und verlaufen dann 
unter einem Böschungswinkel, der nur wenige Grade beträgt, als sanft 
geneigte Lehnen. Diese reichen im S etwa bis zu einer Linie, welche 
die letzten Häuser des am Fuße der Kosel beginnenden gleichnamigen 
Dorfes und des westlich davon gelegenen Ortes Kolben verbindet, im 
W bis an den Waltersdorfer Bach, zum Teil etwas über ihn hinaus, 
im OÖ bis zu einer in nordsüdlicher Richtung durch den nordöstlich 
der Kosel sich erhebenden Münzberg, Sign. 364, gedachten Linie und 
im NO und N bis an den Polzen, einen Nebenfluß der Elbe. Dies sollen 
zugleich die Grenzen des Koselgebietes sein. Der Polzen, welcher 
auf der Sohle einer breiten, flachen Talwanne in zahlreichen Windungen 
in einem wenig tief eingeschnittenen, nirgends eingeengten Bette 
durch üppige Wiesen und Felder dahingleitet, entspringt an den Süd- 
westabhängen des Jeschkengebirges westlich von Oschitz bei Aicha. 
In nordwestlicher Richtung durchfließt er innerhalb des Koselgebietes 
Straußnitz und Neustadtl und nimmt, kurz bevor er dasselbe verläßt, 
den ihm aus SW zukommenden Waltersdorfer Bach auf. Jenseits des 
Polzen bilden der Straußnitzer Wald, Sign. 430, und der Schossenberg, 
Sign. 497, die Abhänge der flachen Talwanne. Um den Koselrücken 
liegen einige kleinere Erhebungen. Westlich von ihm erstreckt sich 
ein kleiner Rücken, der Kammerberg (Sommerberg), Sign. 535, von 
SW nach NO streichend, südwestlich vom Kolbenberge der Eichberg, 
Sign. 456, und östlich von diesem, etwa 750 m westlich vom Dorfe 
Kosel, eine kleine Kuppe, Sign. 438. Die einzige Erhebung auf der 
Nordseite des Koselrückens ist der Ertelsberg, Sign. 362, nordöstlich 
des Königsberges, etwa in der Mitte zwischen diesem und dem Polzen 
gelegen. „Auf dem nördlichen Abhange des Königsberges, zwischen 
Straußnitz und Neustadtl, strebt mitten in den Feldern ein isolierter 
Basaltkegel — der Ertelsberg (auch Zwergelsberg genannt, weil ihn 
die Sage zum Sitze von Berggeistern, Zwergen und Gnomen gemacht 
hat) — empor, der nur mit spärlichem Gebüsch bewachsen ist und 
von einer Kapelle gekrönt wird. Nach der Sage birgt er ungeheure 
Schätze, die nur am Palmsonntage während der Lesung der Passion 
gehoben werden können. (Siehe Mitteil. des Nordb. Exk.-Kl., I, pag. 
139.) Die ganze Kuppe stellt einen großen, aus diekeren und dünneren 
Säulen bestehenden klippigen Basaltblock dar, der gegen Westen 
oberhalb eines geräumigen Rasenplatzes eine schöne Felspartie bildet. 
Der Gipfel hat eine mehrere Quadratmeter breite Plattform, auf der 
im Jahre 1812 eine Kapelle errichtet wurde und auf deren östlichem 
Ende ein auf schmaler Unterlage schwebender, aus horizontalen Säulen 
bestehender Basaltklumpen sich erhebt. Eine bequeme Serpentine 
führt zwischen den herausragenden Basaltsäulen auf den Gipfel, von 
welchem man eine angenehme Aussicht genießt“ }). 


) Wurm und Zimmerhackel, a. a. O. pag. 21. 


566 Bruno Förster. [4] 


Geologischer Überblick. 


Der geologische Aufbau des Koselgebietes ist relativ ein- 
fach. Die unterste zutage tretende Formation ist die Kreide. In ihr 
setzen jungvulkanische Gesteine auf, welche mit Ausnahme der Phono- 
lithe des Münzberges Basalte sind, begleitet von zuweilen recht be- 
trächtlichen Tuffbildungen. Von jüngeren sedimentären Ablagerungen 
treten noch Diluvial- und Alluvialbildungen auf. 

Die Kreideformation wird in dem Koselgebiete repräsentiert 
durch den für sie in Schlesien, Sachsen und Böhmen typischen Quader- 
sandstein; letzterer gehört hier dem turonen Brongniarti-Quader an. 
Dieser hat seine größte Ausdehnung im S und SO, wo er unter dem 
Tuff zutage tritt, etwa an der Grenze des Gebietes. Von letzterer an 
breitet er sich mächtig aus. Fast alleinherrschend und nur noch 
überragt von einzelnen Basalt- und Phonolithkuppen, bedingt er weit- 
hin den Charakter der südlich und östlich des Koselgebietes sich 
ansdehnenden Landschaft mit ihren engen, steilwandigen Tälern und 
den grotesken Sandsteinformen. Eine solche Schlucht mit fast senk- 
rechtem Abfall öffnet sich westlich und südlich vom Dorfe Kosel in 
der Nähe der Grenze zwischen Tuff und Sandstein. Der Quader, der 
durchaus noch seine horizontale Lagerungsform ohne jede Spur einer 
Dislokation einnimmt, reicht im Zusammenhange bis an die unteren 
Häuser des Dorfes Kosel herauf, wo er in einem Steinbruche, dessen 
Material sich durch eine große Härte auszeichnet, abgebaut wird. 
Anstehend findet er sich dann nur noch in einigen Resten an anderen 
Orten. So nordwestlich des kleinen, westlich des Dorfes Kosel ge- 
legenen Berges, Sign. 438, wo er zwischen diesem und dem Kosel- 
rücken aus dem Tuff herausragt, noch höher am Südabhange des 
Königsberges, nur ungefähr 30 m unterhalb des Kammes in einem 
etwa 5 m langen und 1:5 m hohen anstehenden Felsen. Als zum Teil 
quarzitische und eisenhaltige, bisweilen mehrere Meter lange Blöcke 
und als Sande, welche Reste des Quaders darstellen, ist er an den 
Abhängen weit verbreitet. Dort bilden erstere oft förmliche Sandstein- 
blockhalden (zum Beispiel Koselrücken am Nordostabhange, zwischen 
dem Königsberge und Sign. 535, dann am Westabhange wenig unter- 
halb Petersdorf, Königsberg am West- und Südwestabhange) und letztere 
sind bisweilen in Sandgruben (Königsberg, Kolbenberg, Kammerberg) 
anzutreffen. Sonach besteht der Koselrücken nicht in seiner ganzen 
Höhe aus Basalt, vielmehr wird sein Sockel aus Quader gebildet. 

Im N und NÖ des Koselgebietes breitet sich auf beiden Seiten 
des Polzen, etwa 1 km breit, ein diluvialer Polzenschotter)) 
aus, welcher namentlich durch die auf kleinen Bodenanschwellungen 
angesetzten Gruben bis zu 3 m Mächtigkeit als Sand und geröllführender 
Kies aufgeschlossen ist, so beim Kirchhof Straußnitz und westlich von 
ihm an mehreren Punkten. Aus der Diskordanz seiner Schichten ergibt 
sich sein Absatz aus an Menge und Geschwindigkeit rasch wechselndem, 


!) V. Zimmerman. Diluviale”Ablagerungen in der Umgebung von Böhm.- 
Leipa. Mitteil. des Nordb. Exk.-Kl.. XXVI. Jahrg., Dez. 1903, 4. Heft. 


[5] Die Basaltgesteine der Kosel bei Böhm.-Leipa. 567 


fließendem Wasser. Das zu verschiedenen Zwecken nutzbar gemachte 
Material entstammt zum Teil der Aufarbeitung der in der Nähe be- 
findlichen tertiären Eruptivgesteine, so aus dem Basalt und Phonolith, 
anderseits ist es von dem zu jener Zeit wie alle diluvialen Gewässer 
bedeutend mächtigeren Polzen aus weiter aufwärts gelegenen Gegenden, 
zum Teil aus seinem Quellgebiete hierher transportiert worden. So 
finden sich bis kopfgroße Quarzknollen und Quarzkonglomerate, be- 
stehend aus erbsengroßen, durch kieseliges Bindemittel verkitteten 
Quarzbrocken, sehr reichlich Kieselschiefer mit den bekannten lichten 
Quarzadern, ferner Phyllitquarzite und grünliche Schiefer, die aus dem 
Jeschkengebirge stammen dürften. 

Alluvialbildungen von geringer Mächtigkeit sind, namentlich 
auf den Nord- und Westabhängen des Geländes, ziemlich häufig und 
bestehen aus einem bisweilen lehmigen Sandstein-, Basalt- und Tuff- 
detritus. 

Der die Basalte begleitende, wahrscheinlich teilweise unter ihnen 
liegende, teilweise auch dieselben bedeckende Tuff ist am mächtig- 
sten auf der Süd- und Ostseite des Koselgebietes entwickelt, während 
er auf dessen Nord- und Westseite sehr zurücktritt. Seiner Beschaffen- 
heit nach lassen sich zwei Arten unterscheiden, ein dunkelbrauner 
Lapillituff und ein rotbrauner Aschentuff ohne Bomben. Ersterer ist 
am schönsten im Dorfe Kosel an der Straße und hinter einigen 
Häusern des Ortes bis zu 3 m Mächtigkeit aufgeschlossen. Er führt 
in einem Haufwerk kleinerer Basaltbröckchen größere Basaltbomben, 
bis 1 cm große, prächtige Augit- und Hornblendekristalle, ferner bis 
10 cm? große Sandsteinfragmente, Stücke von Muscovitgneiß und 
tonschieferartige Scherben. Der rotbraune Aschentuff, welcher süd- 
östlich von Tiefendorf durch einen Weg 1 m tief eingeschnitten ist, 
findet sich auch vereinzelt auf der basaltischen Hochfläche des Kosel- 
rückens aufgelagert. Es ist sonach wahrscheinlich, daß diese beiden 
Tuffarten in verschiedenen Phasen der Basalteruption ausgeworfen 
worden sind, die Aschentuffe erst, nachdem der Erguß des Basalts 
bereits erfolgt war. 

Wie bereits erwähnt wurde, sind die im Koselgebiete in Betracht 
kommenden Eruptivgesteine Basalte. Anstehend treten sie auf dem 
Koselrücken selbst nur an einigen Punkten zutage, auf der Kosel, 
etwa 1 km westsüdwestlich von dieser in einer steilen, einige Meter 
hohen, am Abhange gelegenen Wand und auf dem Königsberge und 
seinen Abhängen, ein Umstand, der zusammen mit der Bedeckung der 
Hochfläche durch Acker- und Wiesenland die Untersuchung nicht 
wenig erschwerte. Dagegen sind fast überall die Abhänge des Kosel- 
rückens, zum Teil auch die Hochfläche selbst, mit unzähligen 
Basaltbruchstücken bedeckt, welche an der Kosel, unterhalb der oben 
angeführten Feiswand, an dem Kolbenberge und am Königsberge aus- 
sedehnte Blockhalden bilden. Diese erlangen am Nordostabhange des 
Rückens, vom Walde eingeschlossen und verborgen, mit bisweilen 
mehrere Meter hohen Blöcken solche Dimensionen (bis 0°5 km?), daß 
sie, wie es anderen Orten geschieht, als Steinmeere bezeichnet 
werden könnten. Charakteristische Säulenstellungen, welche einen 
Schluß auf die Form des Ergusses zulassen, finden sich auf dem 


Jahrbuch d.k.k. geol. Reichsaustalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Bruno Förster.) 73 


568 Bruno Förster. [6] 


Koselrücken selbst nicht. Aber nach seiner topographischen Beschaffen- 
heit bildet der Basalt des letzteren einen einheitlichen Erguß, der 
wegen seiner flächenhaften Ausdehnung die Bezeichnung einer Decke 
verdient. Die jetzige Mächtigkeit derselben kann nicht genau fest- 
gestellt werden, da nirgends ein Aufschluß zu finden ist, wo der 
Basalt direkt auf dem Tuff oder Sandstein auflagernd beobachtet 
werden könnte. Doch läßt sich aus dem schon erwähnten Zutagetreten 
des Quaders ziemlich hoch oben an den Abhängen des Rückens der 
Schluß ziehen, daß der Basalt viel weniger mächtig ist, als aus der 
Höhe des Rückens vermutet werden könnte. Die Dicke der Decke 
selbst wird außerdem auch an verschiedenen Punkten schwanken, da, 
die Oberfläche des Sandsteines vermutlich schon zur Zeit der Basalt- 
eruptionen durch Erosion stark verändert und in unregelmäßiger 
Weise umgeformt war. Das einstige Plateau des Quaders mag wohl 
schon ein ähnliches Bild gezeigt haben wie die südlich und östlich 
vom Koselgebiete sich ausbreitende Quaderlandschaft, als, vielleicht 
nach vorausgehendem Aschenregen, der Erguß des Basalts alles ein- 
ebnete. Dort, wo der Sandstein in die Höhe raste, wird die Decke 
um so viel schwächer sein als dort, wo sich Eintiefungen befanden. 
Es ist, wie bereits gesagt, anzunehmen, daß der Koselrücken in seinem 
unteren Teile aus Quader besteht. Daß dieser bis zu diesem Niveau 
erhalten geblieben ist, während die Umgebung stärker abgetragen 
wurde, verdankt er dem Schutze des darüberliegenden Basalts und 
den die Abhänge bedeckenden Bruchstücken desselben. 


Petrographisches. 


Die Basalte des Koselrückens bieten makroskopisch keine Be- 
sonderheiten dar, sie sind durchweg mittelfeinkörnig, ohne doleritische 
Modifikationen und von grau- oder blauschwarzer Farbe mit verschieden 
sroßen Ausscheidungen von Augiten und Olivinen, die an manchen 
Orten, wo sie einige Millimeter groß sind, deutlich hervortreten. 
Letztere färben sich bei eingetretener Zersetzung meist rotbraun, was 
dem Gesteine bisweilen ein rötlich fleckiges Aussehen verleiht. Die 
hellen Partien_des Königsberges, der Kosel usw., welche makroskopisch 
noch besonders auffallen, sind im nächsten Kapitel beschrieben. 

Wie im geologischen Teile bereits gesagt wurde, stellt der 
Koselrücken einen einheitlichen Erguß dar. Trotzdem zeigen unter 
dem Mikroskop die Basalte in geradezu überraschender Weise, selbst 
auf die kürzesten Entfernungen hin, nicht unbeträchtliche Verschieden- 
heiten, welche sich in einer etwas abweichenden Beteiligung der 
Gemengteile, in der verschiedenen Ausbildung der einzelnen Mineral- 
individuen und in etwas anderen Strukturverhältnissen ausprägen. 
Immerhin bilden sie einen zusammengehörigen Typus und die auf- 
tretenden Varietäten sind auch keineswegs ein Beweis gegen die 
Annahme eines einheitlichen Fırgusses, denn sie stehen untereinander 
durch Übergänge in Verbindung und es fehlt jedes Anzeichen dafür, 
daß sie, etwa von abweichendem Alter, sich gegenseitig durchsetzen. 

Um allzuviel Wiederholungen zu vermeiden, mögen im folgenden 
nicht die Basalte der einzelnen Fundpunkte der Reihe nach be- 


[7] Die Basaltgesteine der Kosel bei Böhm,-Leipa. 569 


schrieben, sondern nur die charakteristischen Merkmale an ihnen 
hervorgehoben und die übereinstimmenden Ausbildungsweisen, für 
welche immer ein oder mehrere bezeichnende Vorkommnisse als 
Beispiele gelten sollen, zusammengefaßt behandelt werden. 

Der größte Teil des ganzen Koselrückens setzt sich aus 
Nephelinbasaniten zusammen, welche als Typus der Kosel be- 
zeichnet werden mögen. Die Basalte der eigentlichen Kosel, welche 
mit zu den relativ grobkörnigsten des Gebietes gehören, zeigen unter 
dem Mikroskop nur versteckt eine mikroporphyrische Str ultur, welche 
besonders dadurch verwischt wird, daß zwischen den kleinsten und 
größten Pyroxenindividuen sich alle Zwischenglieder finden. Die kleinsten 
von ihnen sind oft automorphe, bräunliche, bisweilen fast farblos er- 
scheinende Kriställchen, zwischen denen die helle, farblose Nephelin- 
fülle abwechselnd mit zwillingsgestreiften Plagioklasen hervortritt. 
Die gelbliehbräunlichen, meist automorphen mittleren und großen 
Individuen, welche in der Hauptsache dem gemeinen Augit — nur 
sehr wenige sind hier Titanaugite — angehören, sind ebenso wie die 
kleinen meist kurzprismatisch, etwas gestreckt nach der c-Achse und 
zugleich ein wenig tafelförmig nach »P&. Zwillingsbildung der ge- 
wöhnlichen Art nach »P» ist häufig; Verwachsungszwillinge nach 
— Po» und nach P2 lassen sich nur selten beobachten; dann findet 
sich noch Sanduhrbau und an einigen Individuen eine Differenz in 
der Auslöschung zwischen Mitte und Rand. Verwachsungen kommen 
in der üblichen Weise mit Hornblende vor. An sonstigen Einschlüssen 
führen die Pyroxene nur noch kleine Magnetite, welche, wenn sie in 
einzelnen Individuen häufig werden, dieselben stellenweise förmlich 
bestäuben, wobei sie sich dann erst bei stärkerer Vergrößerung als 
scharf und zierlich begrenzte Kriställchen erweisen. Wie fast in allen 
Basalten des Gebietes, macht sich auch schon in diesen Schliffen 
die Tendenz der Augite bemerkbar, sich regellos oder auch radial- 
strahlig zusammenzuballen, was hier vor allem die größeren Individuen 
betrifft, während es an anderen Orten, namentlich in feinkörnigeren 
Varietäten, gerade gern die kleinsten Individuen zu tun pflegen. 

Im Gegensatze zu den Augiten sind die Größenunterschiede 
zwischen den Olivinen weit bedeutender. Die kleinsten, etwa von der 
Ausdehnung der ungefähr 0°] mm großen mittleren Ausgite, sind mit 
den großen, welche makroskopisch im frischen Zustande als kleine 
helle Pünktehen im Schliff hervortreten, nur durch eine äußerst 
geringe Anzahl von Zwischengliedern verbunden, so daß man diese 
beiden Extreme als Formationen auseinanderhalten könnte, was bei 
den Augiten in dieser Weise nicht möglich ist. Von den Olivinen 
zeigen die meisten, dem Erhaltungszustande des ganzen Gesteines 
entsprechend, Umwandlungserscheinungen. Diese Zersetzung ist bei 
den kleinen gerundeten Individuen eine vollkommene, während unter 
den größeren, mit durchschnittlich besserer Kristallform, welche auch 
durch magx/atische Korrosion nicht beträchtlich beeinflußt wird, noch 
ziemlich frische zu finden sind. Die Umwandlung, welche meist in 
Serpentinsubstanz erfolgt, setzt wie gewöhnlich von den Rändern und 
Spalten aus ein, wobei sie oft bestimmten Flächen parallel läuft, 
wodurch die eigentümlichen drei- oder viereckigen Konturen der 

73? 


70 Bruno Förster, [8] 


St 


Serpentinaggregate entstehen. Rinne!) führt, ohne eine Erklärung der 
Erscheinung selbst zu geben, als solche Fläche 2a?» an, ebenso wie 
später Soellner?), welcher die Ursache in einer versteckten Spalt- 
barkeit des Olivins nach 2?» sucht. Wenn dies der Fall ist, werden 
sich also nur auf makropinakoidalen Schnitten die drei- und vier- 
eckigen Konturen der Serpentinaggregate zeigen, während sie auf 
brachypinakoidalen fehlen müssen. In Präparaten von der Kosel finden 
sich aber auch an Schnitten, welche sich durch ihre optischen Eigen- 
schaften als solche nach dem Brachypinakoid erweisen, die ziemlich 
scharf begrenzten Serpentinfisuren, was zunächst im Gegensatze zu 
obigen Angaben auf eine Zersetzung nach dem Makrodoma deutet. 
Hierbei ist aber noch zu bedenken, daß auch eine Zersetzung parallel 
den Pyramidenflächen ähnliche Figuren hervorbringen würde, und zwar 
auf beiden Schnitten zugleich, sowohl auf Makro- wie auf Brachy- 
schnitten, so daß also auch eine Pyramide in Betracht kommen könnte. 
Jedenfalls ist die Realität obiger Erscheinung nicht zu leugnen, aber 
die Angaben der in Frage kommenden Flächen sind mit Vorsicht aufzu- 
nehmen und sind scheinbar nicht überall gültig. Neben dem Serpentin 
tritt als zweites Umwandlungsprodukt des Olivins sehr häufig der durch 
seine braune Farbe, seinen Pleochroismus und seine Spaltbarkeit so 
glimmerähnliche Iddingsit auf. Dieser ist hier wahrscheinlich ein noch 
späteres Zersetzungsprodukt des Olivins als der Serpentin und vielleicht 
sekundär aus ihm entstanden. Nach der üblichen Annahme geht die 
Spaltbarkeit beim Iddingsit, abweichend von derjenigen des Olivins, 
parallel den Achsen ce und b, also nach of», sie müßte daher auf 
»Px» austreten; letzteres ist die optische Achsenebene. Ein Schnitt 
der sich durch seinen Pleochroismus braun bis gelblichbraun und durch 
den Achsenaustritt auf ihm als ein solcher nach »P& erwies, zeigte 
im Gegensatz zu obigen Angaben eine Spaltbarkeit parallel zu c, 
was der echten Olivinspaltbarkeit entsprechen würde. 

Nicht immer ist ein Olivin vollkommen durch Iddingsit ersetzt, 
manchmal umschließt er in der Mitte einen bisweilen bräunlich ge- 
färbten Serpentinkern, der seinerseits noch frischen Olivin enthalten 
kann, an anderen Individuen tritt er erst am Rande und an den 
Spalten in schmalen Bändern auf. An Einschlüssen ist der Olivin 
arın, höchstens führt er dort, wo er noch hell ist, einige Magnetit- 
kriställchen und Picotitoktaöderchen. 

Von Eisenerzen finden sich ausschließlich Magnetite, welche, 
wenn sie automorph sind, die bekannten Oktaöderschnitte zeigen. 
Neben diesen immer kleinen Individuen kommen größere Fetzen des 
Minerals bis zu 0°5 mm Ausdehnung vor, und zwar in solchen 
Basalten, wo der Olivin zersetzt ist. An diesen sind sie dann immer 
gebunden und sie lagern teils regellos an seinen Rändern, teils in 
seiner Mitte, oft nur einen schmalen Rand von Serpentin und Iddingsit 


!) Rinne. Über norddeutsche Basalte aus dem Gebiete der Weser und den 
angrenzenden Gebieten der Werra und Fulda. Jahrbuch der königl. preuß. geo- 
logischen Landesanstalt, Bd. XIII, 1892, pag. 56. 

®) Soellner. Geognostische Beschreibung der Schwarzen Berge in der 
südlichen Rhön. Jahrbuch der königl. preuß. geologischen Landesanstalt, Bd. XI, 
1900, pag. 24. 


4 gi 


[9] Die Basaltgesteine der Kosel bei Böhm.-Leipa. 571 


stehen lassend, so daß man sie als ein bei seiner Zersetzung ent- 
standenes Nebenprodukt betrachten möchte. 

Den weitaus größten Teil der hellen Gemengteile bildet der 
Nephelin, welcher im Basalt selbst nie automorph ist, sondern als 
leptomorphe Partien die Lücken zwischen den anderen Gemengteilen 
ausfüllt. Indem über eine größere Fläche des Gesichtsfeldes eine 
Anzahl von benachbarten dieser Partien sich als gleichmäßig isotrop 
erweist oder anderseits übereinstimmende Polarisationsfarben und 
gleichzeitige Auslöschung zeigt, ergibt sich, daß dieselben ein ein- 
ziges, von fremden Mineralien unterbrochenes Individuum bilden. Die 
Größe der Nephelinpartien schwankt in hohem Grade; dieselben 
können in den feinkörnigen Modifikationen wohl so klein werden, daß 
sie nur schwer in dem Gesteinsgewebe hervortreten. Auch die Be- 
teiligung des Nephelins an letzterem ist örtlich sehr abweichend, indem 
in demselben Präparat dunklere, nephelinarme und augitreiche sowie 
hellere in umgekehrter Weise beschaffene Stellen nebeneinander 
lagern, von denen die letzteren noch besonders durch einen oft unge- 
heuren Reichtum an feinen Apatitnädelchen charakterisiert sind, deren 
große Zahl erst bei starker Vergrößerung sichtbar wird. 

Die bis 1 mm großen, dem Basalt angehörenden Plagioklase, 
welche in großen, meist nach M tafelförmigen, xenomorphen Indi- 
viduen vorkommen, sind nach dem Albitgesetze oder gleichzeitig auch 
noch nach dem Periklingesetze verzwillingt. Zunächst scheinen sie im 
Verhältnis zum Nephelin außerordentlich zurückzutreten. Bei ge- 
nauerer Untersuchung aber erweisen sich noch viele helle, mit Apatiten 
erfüllte, bei gewöhnlichem Lichte recht nephelinähnliche Partien durch 
eine äußerst feine, erst bei starker Vergrößerung deutlich sichtbare 
Zwillingsstreifung als Plagioklase. Ihre Verteilung schwankt im Ge- 
steine schon auf kurze Entfernung. Augenscheinlich sind die Indi- 
viduen chemisch nicht ganz einheitliche Substanzen, denn an symme- 
trischen Schnitten nach P wurden bei verschiedenen Individuen Aus- 
löschungsschiefen von 16° bis 25° gemessen, so daß zufolge dieser 
allerdings nicht übermäßig genauen Bestimmungsmethode sich der 
Plagioklas immerhin als vorwiegend dem Bytownit angehörig erweisen 
würde. Die meisten Individuen umschließen eine oft außerordentlich 
sroße Zahl schön umgrenzter Magnetit- und Augitkristalle, was auf 
ihre späte Entstehung hinweist. 

Als accessorische Gemengteile finden sich, außer Apatit, mehr 
oder weniger zahlreich, auch im Mengenverhältnis untereinander 
schwankend, Glimmer und Hornblende, in meist magmatisch korro- 
dierten Gestalten bis zu 025 mm Größe. Der mit einem deutlichen 
nach a hellgelben, nach b und c braunen Pleochroismus versehene 
Glimmer zeigt fast an allen lamellierten Vertikalschnitten eine gegen 
die ce schiefe Auslöschung im Maximum von 4°. Die Hornblende ist 
braun und etwa von derselben Größe wie der Glimmer. 

Zu e/wähnen ist noch das Auftreten echter Augitnester mit 
Glas. Dieselben sollen im Anschluß an den Basalt des Königsberges 
behandelt werden. 

Basalte, welche sich 400-600 m westlich und nordwestlich der 
Kosel finden, stimmen mit den eben beschriebenen fast vollkommen 


12 Bruno Förster. [10] 


überein und unterscheiden sich nur durch die geringere Anzahl der 
Plagioklase, vor allem aber durch das Auftreten großer gedrungener 
Apatite, welche mit höchst deutlicher Querabsonderung versehen und 
oft teilweise mit Hämatitfetzen bedeckt sind. Dieselben erreichen 
eine außergewöhnliche Ausdehnung, die im Maximum 0:8 mm im 
Längsschnitt, 0'16 mm im Querschnitt, durchschnittlich aber etwa nur 
die Hälfte davon beträgt. Im Gegensatz zu den gestaltlich gleichen 
Individuen, welche in den Schlieren von dem gleichen Fundpunkte 
im nächsten Kapitel Erwähnung finden, sind sie ohne Bestäubung. 
Neben ihnen treten auch wieder sehr reichlich äußerst feine, oft 
hundertmal so lange wie dicke Apatitnädelchen auf, welche meist so 
zart sind, daß sie erst bei starker Vergrößerung wie feine Haar- 
striche sichtbar werden. Beide Formen sind aber vollkommen ge- 
schieden und durch keine Übergänge verbunden. Diese Trennung 
wird noch durch den Umstand verschärft, daß sie zu verschiedenen 
Zeiten kristallisiert sind, so daß sie mit Recht als zwei Generationen 
bezeichnet werden können. Die kleinen feinen Nädelchen sind wie 
gewöhnlich die ältesten Ausscheidungen aus dem Magma, die großen 
gedrungenen Individuen aber sind erst später entstanden. Sie um- 
schließen nämlich ganz oder teilweise Magnetite und Augite von 
mittlerer Größe, deren Kristallformen durchaus scharf sind, weshalb sich 
die Apatite erst nach diesen beiden Mineralien gebildet haben können. 

Dieser Umstand dient zunächst nur als ein Beweis für das 
Vorhandensein zweier, durch die Ausscheidungsdauer obiger beiden 
Mineralien zeitlich getrennten Apatitgenerationen. Anderseits 
spricht sich darin ein außergewöhnliches Verhalten des Apatits aus, 
denn daß die großen gedrungenen Individuen diesen Platz in der 
Ausscheidungsfolge innehaben, ist nicht das Normale, vielmehr nimmt 
man in der Regel an, daß sämtliche Apatite zu den ältesten Ver- 
festigungsprodukten gehören. !) Ahnliche Verhältnisse wurden an ihnen 
schon von v. Chrustschoff?) in den Gabbrogesteinen Volhyniens 
und von Arnold Hague?) in einem Olivin-Leueit-Phonolith aus dem 
Ischawooa Canon, Wyoming Territory, beschrieben. Die Beob- 
achtungen von v. Chrustschoff sind noch insofern bemerkenswert, 
als er ebenfalls konstatierte, daß die zeitliche Trennung in der Aus- 


scheidungsfolge auch einen wesentlichen Unterschied in dem Habitus 


der betreffenden Mineralien hervorrufen kann, was sich in der Aus- 
bildung der älteren Apatitindividuen als Nadeln, in der der jüngeren 
als große gedrungene Prismen zeigt, ganz analog den Verhältnissen 
in diesen Basalten. °) 

Dadurch, daß die großen Apatite von den jüngeren Plagioklasen 
ganz oder teilweise umschlossen werden und sie sich, schön konturiert, 


') Zirkel. Die mikroskopische Beschaffenheit der Mineralien und Gesteine, 
1873, pag. 83, 245. 

*) Zitiert in Zirkel, Lehrbuch der Petrographie, Bd. I, pag. 730. 

») Ahnliche abweichende Beobachtungen sind auch schon an anderen 
Mineralien gemacht worden, welche man ebenfalls gewöhnlich im Verfestigungs- 
prozeß an die erste Stelle stellt. So ist z. B. von Fouqu& und Michel Levy 
gezeigt worden, daß sich auch die Ausscheidung der Magnetite während der 
ganzen Dauer der Gesteinsverfestigung vollziehen kann. (Ausführliches hierüber 
in Zirkels Lehrbuch der Petrographie, I., 1893, pag. 730.) 


[11] Die Basaltgesteine der Kosel bei Böhm.-Leipa. 573 


durch ihr abweichendes Lichtbrechungsvermögen ebenfalls aus der 
Nephelinfülle abheben, ist auch die Dauer ihrer Bildung begrenzt. 

Ein im Nephelin liegender, 0'013 mm im Durchmesser betragender 
Basisschnitt eines Apatits, in welchen ein automorpher Augit hinein- 
ragt, ist noch bemerkenswert. Er zeigt einen eigentümlichen, 0'001 mm 
breiten, gleichfalls farblosen, zonenartigen Rand, welcher sich durch 
geringe Gegensätze in der Lichtbrechung gegen den Apatitkern und 
den umgebenden Nephelin abhebt. Wenn man im gewöhnlichen 
Lichte zunächst glaubt, daß dieser sechsseitige Rand ebenfalls gänzlich 
aus Apatit besteht, so ergibt sich im polarisierten Lichte, daß dies 
nur für vier Seiten der Fall ist, indem zwei Seiten einer Substanz 
angehören, welcher dasselbe chromatische Polarisationsverhalten wie 
dem benachbarten, hineinragenden Augit zukommt; ein Apatitkern 
ist also hier von einer ringähnlichen Zone umwachsen, welche nur 
zum Teil ebenfalls aus Apatit, zum anderen aus Augit besteht. 

Dem Typus der Kosel gehören auch die Basalte des Kolben- 
berges an, mit welchen sie in der Struktur, in der Beteiligung der 
Gemengteile und in der Ausbildung der einzelnen Mineralien in der 
Hauptsache übereinstimmen. So in den Augiten, von denen die 
kleinsten, blaßbräunlichen eine Auslöschungsschiefe von 40-420 
zeigen und die oft titanhaltigen größeren durch eine schöne Zwillings- 
bildung ausgezeichnet sind. Ferner in der Ausbildung der Olivine, 
in dem ungeheuren Reichtum der Nephelinfülle an Apatitnädelchen 
— die großen gedrungenen Individuen fehlen dagegen fast ganz — 
und in dem Auftreten von Hornblende und Glimmer. Die an den 
Koselbasalten auch zu beobachtende Erscheinung, daß helle, apatit- 
reiche, in der Hauptsache aus Nephelin bestehende Partien mit 
dunkleren, mehr Augit enthaltenden abwechseln, macht sich hier 
besonders recht deutlich bemerkbar. Zusammen mit den Mineralien 
der später behandelten Schlieren sind die hellen Gemengteile, 
Nephelin und Plagioklas, ziemlich reichlich vertreten. 

Auch die Basalte der dritten Ecke des Koselrückens, des 
Königsberges, sind noch zu diesem Typus zu rechnen, obwohl in 
ihnen sogenannte resorbierte Hornblenden neu hinzukommen und 
die großen Augite bedeutendere Dimensionen (bis zu 2mm Länge) 
annehmen. Sonst stimmen sie mit ihm in der Struktur und der 
Ausbildung der Gemengteile überein, in dem Auftreten der bekannten 
zwei Apatitgenerationen speziell mit den Basalten nordwestlich der 
Kosel (S. 571), wenn auch die jüngere von ihnen nicht ganz solch 
beträchtliche Größe erreicht. Die oft sehr umfangreichen, bis 2 mm 
langen und 1 mm dicken, automorphen Augite unterscheiden sich von 
den kleineren und mittleren, obschon sie beide gewöhnlicher oder 
etwas titanhaltiger Augit von demselben Habitus wie auf der Kosel 
sind, besonders durch einen schönen und häufig ausgeprägten Zonen- 
bau. Sie weisen zwei, meist sogar drei Zonen auf, welche sich 
durch Farb@nunterschiede auf allen Schnitten schon im gewöhnlichen 
Lichte kenntlich machen. Der oft unregelmäßig gestaltete Kern ist 
in seiner Ausdehnung recht schwankend, bisweilen wird er so umfang- 
reich, daß für die beiden äußeren Zonen nur ein schmaler Raum 
bleibt. In der Regel ist er blaßbraungelb gefärbt, während die 


574 Bruno Förster. [12] 


nächstfolgende Zone eine braungelbe und der Rand eine rötlich- 
violette, dem Titanaugit ähnliche Farbe aufweist. Auch die Maximal- 
auslöschungsschiefen der einzelnen Zonen sind verschieden. Bei 
einigen Individuen, die mit zwei von ihnen ausgestattet waren, ergab 
sich zwischen beiden eine Differenz von 10° bei anderen mit drei 
Zonen zwischem dem Kerne und der angrenzenden eine solche von 
14°, zwischen dem Kerne und der äußersten von 5° und zwischen 
letzterer und der mittleren von 10% Doch können letztere beiden 
Werte nur annähernd richtig sein, da sich in den äußeren beiden 
Zonen ein stetiger Übergang der Auslöschungsschiefen verfolgen läßt, 
wie sie überhaupt nicht scharf voneinander getrennt sind und 
namentlich die äußere recht unregelmäßig angeschlossen ist, oft teil- 
weise ganz fehlend. Dieser Aufbau der Individuen aus isomorphen 
Schichten drückt sich auch noch in der Art der Einschlußführung 
aus. Die in dem Kerne meist in sehr großer Zahl, gewöhnlich reihen- 
weise angeordneten, mit oft mehreren Bläschen versehenen Glas- 
einschlüsse fehlen in den beiden äußeren Zonen fast vollkommen, 
während letztere reichlicher wie erstere kleine Magnetitkriställchen 
umschließen. 

Schon früher wurde die Zusammenballung der Augite erwähnt. 
Neben diesen Anhäufungen kommen, ebenfalls im ganzen Koselgebiete 
verbreitet, noch andere desselben Minerals vor, welche mit dem 
Namen Augitnester bezeichnet werden mögen. Es sind dies Gebilde 
anderer Entstehung, nämlich Produkte, hervorgegangen aus der Ein- 
schmelzung von Quarzpartikeln aus durchbrochenen Sandsteinen. Im 
Basalte des Königsberges sind sie besonders schön ausgebildet und 
in ihm relativ am häufigsten. Die rundlichen Aggregate, welche hier 
3 bis 4 mm groß werden können — an anderen Orten des Gebietes 
sind sie meist bedeutend kleiner — treten schon makroskopisch als 
hellere Kügelchen deutlich hervor, sind aber von den später be- 
handelten kleinen hellen Schlieren makroskopisch schwer zu unter- 
scheiden. Schon ohne Mikroskop läßt sich im Dünnschliff verfolgen, 
daß sie von der ziemlich gleichmäßig hellen Mitte aus bis an den 
normalen Basalt immer dunkler werden, gegen welchen sich das 
Augitnest ziemlich scharf abgrenzt. 

Unter dem Mikroskop bemerkt man leicht den Grund für die 
stetige Abnahme der Helligkeit nach dem Rande zu. An diesem 
besteht das Gebilde nur aus Augiten, welche meist so lückenlos 
aneinanderstoßen, daß die Kristallform nur wenigen Individuen er- 
halten geblieben und eine förmliche Ineinanderkeilung eingetreten 
ist. Nach der Mitte zu weichen sie immer mehr und mehr aus- 
einander, bis sie in der im Zentrum gelegenen Partie ganz ver- 
schwinden. Der Augit, welcher mit dem Porricin keine Ähnlichkeit 
besitzt, gehört mit einer Auslöschungsschiefe von mehr als 42° dem 
gemeinen an. Seine Größe schwankt zwischen kleinen Individuen 
von 0.05 mm Länge bis 0'535 mm, eine zwischen beiden liegende Form 
bildet die Mehrzahl. Die meisten Individuen sind nicht wie im 
Basalt mehr oder weniger tafelförmig, sondern vielmehr säulenförmig 
nach der c-Achse gestreckt. Sanduhr- und Zonenbau ist nicht, 
Zwillingsbildung nur selten zu beobachten. 


[13] Die Basaltgesteine der Kosel bei Böhm.-Leipa. 575 


Die innere, helle Partie wird in den Augitnestern des Königs- 
berges sehr häufig durch Zeolithe gebildet. Das Vorhandensein der 
Zeolithe ist nun allerdings bei den Augitnestern nicht das gewöhnliche, 
sondern das Auftreten einer die eingeschmolzenen Sandsteinpar- 
tikelchen zum Teil noch repräsentierenden Glassubstanz, welche sich 
in den Augitnestern des Königsberges zwar nur untergeordnet, in 
den anderen, überall verbreiteten Vorkommnissen des Gebietes aber 
sogar ausschließlich beobachten läßt. Fs braucht jedoch nicht an- 
genommen zu werden, daß hier die Zeolithe lediglich aus dem Glase 
sekundär entstanden sind, denn es könnten sich in dem Innern der 
Nester auch Hohlräume gebildet haben, in denen sie sich dann an- 
siedelten. Es gibt ja anderswo in Augitnestern auch Karbonate, 
die kaum aus dem Glase hervorgegangen sein können. 

Von accessorischen Gemengteilen führen oft sowohl die Augit- 
nester mit Glassubstanz wie auch die mit Zeolithen einige braune 
Glimmerindividuen, deren Auslöschungsschiefe im Maximum bis 4 
die Identität mit denen im eigentlichen Basalt dartut, neben etwas 
brauner Hornblende. Beide Mineralien können auch in der Augit- 
zone liegen, finden sich aber vorwiegend in dem glasigen Innern 
sowie in den Zeolithen. 

Die in den Königsberger Basalten neu hinzugetretenen, oft 
2—3 mm langen sogenannten resorbierten Hornblenden sind von dem 
bekannten Aussehen. 

Ganz vereinzelt findet sich in den eben behandelten Basalten 
fast farbloser Melilith in scharfen Rechtecken (bis 02 mm lang und 
0:06 mm breit), welche, in die helle Nephelinfülle hineinragend, auf 
Grund ihrer Automorphie ihre frühere Festwerdung bekunden. Die 
Individuen mit gerader Auslöschung lassen die so charakteristische 
Faserung sehr deutlich erkennen. Bei der 45°-Stellung tritt die 
bekannte lavendelblaue Farbe!) auf. Als xenomorphe, übrigens in 
gerade derselben Weise faserige Partie läßt sich der Melilith in 
dem Gesteinsgewebe nicht so selten deutlich erkennen. Eine Be- 
gleitung durch Perowskit konnte nicht nachgewiesen werden. Fin 
ähnliches Vorkommen des Meliliths im Basalt und damit überhaupt 
das Vorhandensein in einigen von ihnen wurde zuerst von Zirkel?) 
in den erzgebirgischen Basalten vom Pöhlberg bei Annaberg, von 
der Scheibenberger Kuppe zwischen Annaberg und Schwarzenberg 
und von Geising bei Altenberg nachgewiesen und in vollem Umfange 
von Stelzner°) durch andere Vorkommnisse bestätigt. 

Der zweite Typus, dem alle noch übrigen Basalte des Kosel- 
rückens angehören, welche ebenfalls Nephelinbasanite sind, 
unterscheidet sich von dem der Kosel durch eine andere Ausbildungs- 
weise der Feldspate, durch größere Feinkörnigkeit, durch das 
deutlichere Hervortreten der porphyrischen Struktur, durch Armut an 
Apatiten und das fast vollkommene Fehlen von Hornblende und Glimmer. 


1) Über’ die Erklärung derselben siehe Zirkels Lehrbuch der Petrographie. 
I., 1893, pag. 258. 

2) Zirkel. Untersuchungen über die mikroskopische Zusammensetzung und 
Struktur der Basaltgesteine. 1870, pag. 79. 

3) Neues Jahrb. f. Mineral. Beilagebd.II., 1882, pag. 396 ; ebenda 1882, I., pag.229. 


Jahrbuch d.k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Bruno Förster.) 74 


576 Bruno Förster. [14] 


Hierher gehört zunächst der Basalt der anstehenden Felsen, etwa 
1 km westsüdwestlich der Kosel. Wenn auch die porphyrische Struktur 
hier noch nicht so sehr ausgeprägt ist, so erweist er sich doch schon 
als bedeutend feinkörniger als der Basalt der Kosel. So sind die 
kleinen, ziemlich gleichmäßig ausgebildeten Augite, welche man als 
die der Grundmasse bezeichnen könnte, nur etwa 0°02—0'05 mm lang. 
Die großen, gleichsam als Einsprenglinge auftretenden automorphen 
Augite von durchschnittlich 0:3—0'& mm Größe sind verhältnismäßig 
noch selten und treten gegen die zum Teil kleineren, zum Teil auch 
serößeren Olivine, welche oft durch magmatische Korrosion und die 
bekannten Zersetzungserscheinungen verändert sind, stark zurück. 
Auch die Magnetitkriställchen sind von geringeren Dimensionen, mit 
Ausnahme der wieder zum größten Teil an die zersetzten Olivine 
gebundenen xenomorphen Fetzen des Minerals. Die bedeutendste 
Abweichung von dem Koseltypus liegt aber in der Beschaffenheit der 
Plagioklase, welche, im Gegensatze zu den dort herrschenden, außer- 
ordentlich großen, tafelförmigen Individuen, kleine, schmale, ver- 
zwillingte, durchschnittlich 0:05 mm große Leistchen sind, von dem- 
selben Habitus, wie man sie anderweitig gewöhnlich in Nephelin- 
basaniten oder Feldspatbasalten beobachtet. Ihre Verbreitung ist 
über das ganze Gesichtsfeld ziemlich gleichmäßig, ebenso wie die der 
Nephelinfülle. Dieser Basalt stimmt überein mit dem von den nächst 
dem Königsberge südöstlich gelegenen zwei Küppchen. 

Eine außerordentlich deutliche mikroporphyrische Struktur zeigen 
die Basalte von einem Teile der Hochfläche, der von einer kleinen 
Erhebung nördlich und nordwestlich vom Forsthause Neuland bis Sign. 
557 reicht. In ihnen ist die Grundmasse ungewöhnlich feinkörnig, ihre 
Ausite sind winzig klein und so eng zusammengedrängt, daß für die 
hellen Gemengteile, die Feldspatleistehen und die Nephelinfülle, nur 
wenig Raum bleibt, so daß namentlich der erstere an einigen Stellen 
nur noch schwer zu finden ist. Um so umfangreicher sind dagegen 
hier die als Einsprenglinge funktionierenden Pyroxene und Olivine. 
Die bis 2 mm großen Augite sind zum Teil titanhaltig und zeigen 
wieder, wegen ihrer Größe besonders schön, Zwillingsbildungen, 
Sanduhr- und Zonenbau. Die bisweilen noch größeren Olivine weisen 
auch nichts Neues auf. 

Wie schon erwähnt, sind diese Unterschiede zwischen den beiden 
Typen nur gering und auch nicht etwa auf zwei verschiedene Er- 
güsse zu beziehen, weil sie gegenseitig durch Übergänge verbunden 
sind. Als ein solches Bindeglied ist der Basalt von Sign. 535 aufzu- 
fassen, welcher sowohl wegen seiner Struktur in die Mitte zu stellen 
ist, wie er auch vor allem durch das Nebeineinandervorkommen der 
sroßen, tafelförmigen Plagioklase und der kleinen Leistehen für die 
beiden Typen charakteristische Merkmale in sich vereinigt. Ein weiterer, 
deutlich zu verfolgender Übergang findet sich noch unter anderen 
zwischen den Basalten des Kolbenberges und denen der westsüd- 
westlich der Kosel anstehenden Felsen. Von letzteren ausgehend, 
treten nach dem Kolbenberge zu die Feldspatleistehen immer mehr 
vor den großen Plagioklasen zurück, bis sie etwa bei den südlich 
von Petersdorf gelegenen einzelnen Häusern fast ganz verschwunden 


[15] Die Basaltgesteine der Kosel bei Böhm.-Leipa. 577 


und nur die großen Individuen vorhanden sind. Zugleich stellen sich 
wieder einige Hornblende- nnd Glimmerindividuen ein zusammen mit 
dem reichlicheren Auftreten der in dem grobkörnigeren Gesteine 
besser hervortretenden, auch apatitreicheren Nephelinfülle. Von diesen 
Basalten, die übrigens denen zwischen der Kosel und den oben ge- 
nannten anstehenden Felsen gleichen, bis zu denen des eigentlichen 
Kolbenberges ist nur noch ein kleiner Schritt. 

Die Zusammenballungen von Augiten, welche hier namentlich 
aus den kleinsten Individuen bestehen, und die Augitnester mit Glas 
gleichen denen in den Basalten vom Typus der Kosel, ebenso wie 
die in diesen feinkörnigen Modifikationen gleichfalls vorkommenden, 
wenn auch weniger zahlreichen Zeolithaggregate. 

Von Interesse wäre es vielleicht noch zu versuchen, die ver- 
mutlichen Eruptionspunkte des Koselrückens festzustellen. Der einzige 
Punkt, der allein hierfür in Betracht kommen könnte, indem er als 
alleiniges Vorkommen der sogenannten resorbierten Hornblenden auf 
diesem Rücken selbst eine gewisse Sonderstellung einnimmt, ist der 
Königsberg. Dies gilt zumal dann, wenn die von Hazard!) für die 
Lausitz angegebene Unterscheidung der Stielbasalte und Deckenbasalte, 
welche auf der Führung der resorbierten Hornblende in den ersteren 
und auf dem Fehlen derselben in den letzteren beruht, auch in diesem 
Gebiete Geltung haben sollte. Wenn auch der Königsberg nicht als 
ein eigentlicher Stiel bezeichnet werden kann, da er sich nicht nur 
allein in gleicher Höhe mit den anderen Teilen des Koselrückens 
befindet, sondern mit seinem zerklüfteten Gipfel sogar zum Teil über 
ihn hinausragt, so verrät doch, wenn man Hazards Annahme folgt, 
die resobierte Hornblende hier einen Eruptionspunkt, denn „wo 
innerhalb des deckenförmig anstehenden Basalts Hornblendeführung 
konstatiert werden konnte, machte sich dieselbe topographisch schon 
kenntlich, indem derartige Stellen sich buckelförmig über die Nach- 
barschaft erheben. Es ist dies dadurch erklärlich, daß die größere 
Feinheit und Gleichmäßigkeit des Kornes dem Hornblendebasalt eine 
srößere Widerstandsfähigkeit gegen die Atmosphärilien verleiht, oder 
daß von vornherein der letzte Rest des Magmas sich über dem 
Eruptionskanal etwas aufstaute.“ ?) Hierdurch ist natürlich nicht ausge- 
schlossen, daß noch mehrere Eruptionskanäle für den Koselrücken 
existieren. Sicher läßt sich die Frage der Eruptionspunkte überhaupt 
nicht entscheiden, da auch alle anderen Merkmale, wie zum Beispiel 
charakteristische Säulenstellungen, fehlen. Sodann befindet sich auch 
der Erguß überhaupt nicht mehr in dem Zustande wie nach seiner 
Entstehung, denn durch die Wirkung der Erosion sind seine Dimen- 
sionen bedeutend verringert worden. Als Zeugen hierfür dienen die 
losen, oft zu sogenannten Steinmeeren angehäuften Blöcke und die 
in nächster Nähe ringsum den Rücken zerstreut liegenden, teils 
größeren, teils nur als kleine Bodenanschwellungen sichtbaren, aus 
basaltischerz Material bestehenden Küppchen, welche als teils ver- 


1) Hazard. Über diespetrographische Unterscheidung von Decken- und 
Stielbasalten in der Lausitz. Mineralogische und petrographische Mitteilungen, 
XIV, 1895, pag. 297. 

2) Hazard, a. a. O. pag. 309. 

74* 


578 Bruno Förster. [16] 


rutschte Trümmer der Decke anzusehen sind. Sie lassen sich immer 
mit kleinen Abweichungen an die auf den zunächst gelegenen Teilen 
des Koselrückens herrschenden Basaltmodifikationen angliedern, 
weshalb eine gesonderte Beschreibung derselben überflüssig ist. In 
ihrer petrographischen Beschaffenheit sind auch die größeren, ge- 
trennten Erhebungen nicht beträchtlich verschieden von den Basalten 
des Koselrückens. Der Kammerberg stimmt in seinen Basalten mit 
dem feinkörnigen Typus überein. Der Basalt des Eichberges führt 
sroße, bis 1/, cm betragende automorphe, meist unzersetzte Olivine 
neben kleinen Individuen des Minerals. An Feldspaten ist er eben- 
falls arm. Da diese zum Teil als große tafelförmige Individuen auf- 
treten und da auch Hornblende und Glimmer etwas reichlicher 
vorhanden sind, ist er am besten wieder als Mittelglied zwischen den 
beiden Typen aufzufassen. 

Der blauschwarze, äußerst feinkörnige, mit großen Olivinen 
versehene und durch schönen muscheligen Bruch ausgezeichnete 
anstehende Basalt des Ertelsberges läßt sich nicht ohne weiteres 
an die bisher beschriebenen Vorkommnisse anschließen, denn er zeigt 
unter dem Mikroskop immerhin beträchtliche Unterschiede. Es ist 
ein Nephelinbasalt, der einzige des ganzen Gebietes, vom Spe- 
zifischen Gewicht 2'935. Die erste Abweichung besteht in dem Auf- 
treten eines braunen, mit zahllosen trichitähnlichen, schwarzen 
Punkten und Strichelchen gespickten Glases, welches bisweilen, 
namentlich in den Randpartien des Berges, so reichlich wird, daß 
man den Basalt an solchen Stellen als Glasbasalt bezeichnen könnte. 
In anderen Schliffen tritt es dagegen hinter den Nephelin zurück, 
mit welchem es, als letztes Verfestigungsprodukt, die Lücken zwischen 
den anderen Gemengteilen erfüllt. Von diesen finden sich zwischen 
den zum Teil automorphen, mikroskopisch kleinen und makroskopisch 
hervortretenden Augitindividuen alle verbindenden Glieder. Außer 
durch Zwillingsbildung und Sanduhrbau sind die großen Individuen 
dureh schönen Zonenbau charakterisiert, welcher sich meist in der 
Ausbildung zweier Zonen, in bezug auf Form, Farbe und Einschlub- 
führung den auf dem Koselrücken beobachteten gleichend, geltend 
macht. An Auslöschungsschiefen wurden zwischen beiden Zonen aus- 
schließlich 9-— 10° gemessen. Dieselben Ubergangsverhältnisse finden 
sich auch bei den Olivinen, welche von kaum 0:03 mm großen, meist 
xenomorphen Körnchen bis zu mehreren Millimeter großen, magmatisch 
korrodierten, aber noch ziemlich unzersetzten Individuen anwachsen. 
Magnetit ist in kleinen Kristallen vorhanden, Apatitnädelchen fehlen 
fast vollkommen, ebenso sind Glimmer und Hornblende nicht vertreten. 
Auch die sonst so häufigen, später beschriebenen Schlierenbildungen 
und Zeolithaggregate finden sich nicht. In äußerst schönen Individuen 
aber resorbierte Hornblende, welche, der vom Königsberge gleichend, 
oft 3—4 mm lang und 1—1'5 mm dick wird und sich schon makro- 
skopisch durch ihren Glanz und ihre dunklere Farbe abhebt. Kine 
Substanz, welche den für sie so charakteristischen braunen, durch- 
scheinenden Keulen gleicht, findet sich in kleinen Fetzen auch außer- 
halb dieser Individuen. Ohne das gleichzeitige Auftreten derselben in 
den Hornblenden würde man letztere ohne Zweifel wegen der geraden 


[17] Die Basaltgesteine der Kosel bei Böhm.-Leipa. 579 


Auslöschung, wegen ihres Pleochroismus und wegen ihrer durchschei- 
nenden braunen Farbe als Titaneisen bestimmen. Eine Bestätigung findet 
diese Vermutung in den neuesten Untersuchungen von Zirkelt). 
Im Gegensatze zu dem Königsberge, welcher bei der Annahme 
der Hazardschen Deutungen als Scheitel eines Eruptionskanals 
gelten kann, ist der Ertelsberg, welcher sich aus der Talsohle als ein 
isolierter turmähnlicher, steilwandiger Fels von zirka 20 m Höhe und 
ungefähr nur ebensoviel im Querschnitt messend erhebt, als eine im 
Eruptionskanale selbst erstarrte Masse, als ein sogenannter Stiel 
aufzufassen. Nachdem der einst zu ihm gehörige, auf der damaligen 
Erdoberfläche als Kuppe oder Decke gelegene Erguß weggeführt war, 
ist er aus den darunter lagernden, leicht abtragbaren Schichten dann 
in seiner jetzigen Gestalt als Basaltblock herausgearbeitet worden. 
Daß er wirklich einst ein unter der Erdoberfläche verborgener Stiel 
war, beweist mit Sicherheit seine Lage unterhalb der unteren Grenze 
der Basalte des Koselrückens, welche ungefähr dem Niveau der 
damaligen Erdoberfläche entspricht; auch die meist horizontale 
Lagerung der an einigen Stellen nach der Achse zu konvergierenden 
Säulen ist dieser Auffassung günstig. Durch die in seinem anstehenden 
Basalt sehr reichlich vorhandene resorbierte Hornblende erhält die 
Hazardsche Annahme dann auch für dieses Vorkommen ihre Gültigkeit. 
Die von ihm ebenfalls gemachte Erfahrung, daß die Olivine in den 
meisten Fällen in solehen hornblendeführenden Stielen fehlen oder 
wenigstens stark zurücktreten, findet dagegen hier keine Bestätigung ?). 
Wenn man sich den Bau des hier in Betracht kommenden Teiles 
des Koselgebietes vergegenwärtigt, drängt sich die Möglichkeit auf, 
einen Zusammenhang des einst vorhandenen Ergusses, zu dem der 
Ertelsberg einen Kanal darstellt, mit den benachbarten Basalten zu 
vermuten. Der Ertelsberg liegt auf der Sohle der 5—4 km breiten 
Polzentalwanne, deren Abhänge im Süden von dem Koselrücken, im 
Norden von dem Straußnitzer Walde und dem Schossenberge gebildet 
werden. Beide weisen die gleichen Bauverhältnisse auf, einen oberen 
aus Basalt bestehenden Teil und einen diesen tragenden Sockel von 
Sandstein. Der Ertelsberg liegt als Stiel unterhalb der unteren Basalt- 
grenze, und somit ist es wohl möglich, daß beide jetzt durch die 
Talwanne getrennten Basaltpartien einst in Verbindung gestanden 
haben, als Zeugen nur den einen Stiel zurücklassend. 
Wahrscheinlich als Reste des weggeführten Ergusses sind Basalt- 
scherben aufzufassen, welche namentlich auf der Plattform des Ertels- 
berges umherliegen. Ganz abweichend von seinem glasführenden 
Nephelinbasalt, zeigt dieser Basalt unter dem Mikroskop eine beträcht- 
liche Anzahl kleiner, etwa 0°02 mm langer, verzwillingter Feldspat- 
leistehen, welche mit Nephelinfülle in winzigen Partien abwechseln, 
während die resorbierte Hornblende sehr zurücktritt (in einem Schliff 
findet sich ein, höchstens zwei Individuen). Auch das Glas, dessen 
[4 


1) Über Urausscheidungen in rheinischen Basalten. XXVIII. Bd. der Ab- 
handlungen der mathematisch-physischen Klasse der königl. sächsischen Gesell- 
schaft der Wissenschaften Nr. III, pag. 135—137. Ausführliche Literaturangaben 
über resorbierte Hornblenden ebenda pag. 136. 

2) Hazard, a. a. O. pag. 501. 


580 Bruno Förster. [18] 


Entstehung bei der raschen Abkühlung in dem relativ dünnen Stiele 
leicht zu erklären ist, fehlt. Alle diese zum Teil recht beträchtlichen 
Abweichungen machen es wahrscheinlich, daß diese Stücke nicht von 
dem eigentlichen Stiele stammen, sondern vielleicht, wie namentlich 
auch aus dem vereinzelten Auftreten der resorbierten Hornblende zu 
schließen ist, aus der Übergangszone zwischen ihm und seiner decken- 
artigen Ausbreitung. 

Diese Bruchstücke fallen außerdem durch ihre eigentümliche 
Beschaffenheit, die sogenannte Sonnenbrennerstruktur®), auf. 
Ihre Oberfläche ist regellos besetzt mit hellgrauen, rundlichen Flecken 
von etwa 2—4 mm Durchmesser, die eingebettet in den scheinbar 
unveränderten dunklen Partien des Gesteines liegen. Beim Zerschlagen 
eines solchen „Sonnenbrenners“ entsteht nicht, wie sonst ge- 
wöhnlich beim Basalt, ein glatter Bruch, sondern eine höckerige 
Fläche, die eine kokkolithähnliche Struktur erkennen läßt, welche sich 
auch noch in feinen Farbenunterschieden bemerkbar machen kann. 
Betrachtet man die natürliche Oberfläche eines solchen Stückes bei 
auffallendem Lichte unter dem Mikroskop, so zeigt sich, wie zu ver- 
muten war, ein deutlicher Unterschied zwischen dunklen und hellen 
Partien. Erstere weisen nichts Bemerkenswertes auf, die letzteren 
dagegen zeichnen sich durch netzförmig verflochtene, schmale, weiße 
Streifen und Bänder aus, die nur noch winzige, dunkle Zwickelchen 
umschließen. Die Substanz der hellen Flecken läßt sich mit dem 
Messer leicht abkratzen und liefert dann ein lichtes Pulver; dasselbe 
besteht, wie die mikroskopische Untersuchung ergibt, wider Erwarten 
aus dunklen Gemengteilen des Basalts, zum größten Teil aus kleinen 
Augiten und wenigen Magnetit- und Olivinpartikelchen, ist dagegen 
vollkommen frei von den hellen Gemengteilen Nephelin und Feldspat. 
Demnach sind die Flecken nicht Konkretionen heller Gemensgteile 
oder eines hellen Verwitterungsprodukts. 


!) Zirkel. Lehrbuch der Petrographie. IIl., 1894, pag. 896. In der dichten 
Basaltmasse treten dann und wann Körner von eckiger oder rundlicher Gestalt hervor, 
welche sich dadurch auszeichnen, daß sie meistens dunkler gefärbt sind, oft auch 
eine feine Strahlung besitzen. Im frischen Zustande des Gesteines ist ihre Um- 
randung häufig nicht scharf begrenzt und sie geben sich nur als dunklere Flecken 
zu erkennen; im verwitterten Zustande werden aber die Körner, deren Oberfläche 
alsdann gelbliche Farbe annimmt, deutlicher, so daß manchmal der Basalt ein 
kokkolithähnliches Aussehen gewinnt oder in Graupen zerfällt. 

In den Steinbrüchen rheinischer Basalte nennt man dies erst durch den ver- 
witternden Einfluß der Atmosphärilien entstehende Hervortreten eines rundkörnigen 
Gefüges, wobei die Masse leicht auseinanderfällt und technisch unbrauchbar wird, den 
„Sonnenbrand“, die diesem Vorgange unterworfenen Varietäten die „Sonnenbrenner“. 

Laspeyres. Das Siebengebirge am Rhein. 1901, pag. 111. Die sogenannte 
Sonnenbrennerstruktur ist eine im frischen Gesteine ganz versteckte Sphäroid- 
struktur, die mit dem Liegen an der Luft immer mehr und mehr hervortritt. 
Zuerst zeigen sich auf dem Bruche solcher Basalte hellgraue Flecken, die strahlen- 
förmig nach außen in das dunkle Gestein verlaufen und kleinere dunkle Partien 
einschließen. Schließlich zerfällt das scheinbar noch ganz frische Gestein in große 
und kleine eckigkugelige Graupeln 

Solche Steine sind für Bauzwecke, namentlich für Pflastersteine, unbrauchbar; 
die rheinischen Steinbrecher haben ihnen diesen nicht erklärbaren Namen gegeben. 

Über die sogenannten Sonnenbrenner vgl. noch Leppla, Zeitschrift für 
praktische Geologie. IX. Jahrg., 1901, Heft 5, pag. 176, und OÖ. Reuber, Neues 
Jahrbuch für Mineralogie. Beilagebd. XIX, 1904, pag. 513. 


[19] Die Basaltgesteine der Kosel bei Böhm.-Leipa. 581 


Zu demselben Resultat ist Laspeyres'!) auf einem anderen 
Wege gelangt, indem er die Beobachtung von Bruhns benutzte, die 
dieser 1891 an den hellen, strahligen Flecken (Gr. Ölberg) bei der 
Anfertigung von Dünnschliffen machte, daß nämlich „die hellen Strahlen 
schon beim Kochen der Splitter im Balsam verschwinden, aber die- 
selbe Struktur und Mineralzusammensetzung auch der Menge nach 
zeigen wie die dunklen Partien dazwischen“. Er vermutet nämlich, 
daß sich bei der Einwirkung der Atmosphärilien durch Auslaugung 
eines radialstrahlig angeordneten Gemengteiles, als welchen er den 
Nephelin anspricht, zwischen den Gemengmineralien leere Räume 
bilden, welche die hellere Farbe hervorrufen und sich mit Balsam 
füllen, der die Erscheinungen der Totalreflexion des Lichtes aufhebt, 
so daß die zuvor hellen Flecken das Licht gerade so stark hindurch 
gehen lassen, mithin im reflektierten Lichte gerade so dunkel wie das 
normale Gestein erscheinen. 

Obige Beobachtungen, die das Fehlen eines hellen Gemengteiles 
‚dargetan haben, und das Aussehen der weißen, netzförmig verflochtenen 
Bänder, die in Wirklichkeit mit Luft erfüllte Rinnen und Schläuche 
sind, bestätigen diese Anschauung. Die oben genannten dunklen 
Zwickelchen sind die einzigen soliden Substanzen in diesen Aggregaten. 

Es handelt sich also um die Lockerung des Mineralverbandes 
durch Wegführung eines oder mehrerer heller Gemengteile. Las- 
peyres nimmt für die von ihm untersuchten Vorkommnisse nur 
Nephelin an, doch erfährt neben dem letzteren der Feldspat des 
Ertelsberges dasselbe Geschick. 

Aber nicht allein von den hellen Flecken, sondern auch von 
den dazwischen liegenden dunklen Partien ist es leicht, ein lichtes 
Pulver abzukratzen, was bei den Basalten sonst nicht gelingt. Dieses 
führt wie jenes nur Augite, Magnetite und Olivine und ist olıne 
Nephelin und Feldspat. Die Auslaugung ist mithin nicht allein auf 
die hellen Flecken beschränkt, sondern hat auch die dazwischen 
liegenden Teile ergriffen und dadurch die Lockerung des Mineral- 
verbandes auf die ganze Oberfläche ausgedehnt, ohne indessen auf ihr 
Unterschiede in der Zusammensetzung aus hellen und dunklen Mine- 
ralien hervorzubringen. 

Eine mikroskopische Untersuchung der „Sonnenbrenner“ unter- 
nahmen schon Zirkel?), Vogelsang?) und Bruhns®). Zirkel 
fand an rheinischen Basalten, „daß sich in manchen Fällen die Flecken 
oder Körner im Dünnschliff als nicht verschieden von der übrigen 
Basaltmasse erweisen, weder durch Mineralgehalt, noch durch Struktur, 
noch durch den Erhaltungszustand der kristallinischen Mineralien, und 
die ganze Erscheinung scheint dann bloß darauf zu beruhen, daß an den 
betreffenden Stellen die Glasbasis etwas trübe geworden ist“. Vogel- 
sang untersuchte die hierhergehörigen kleinen Kugeln des Basalts 
vom Dungkopf bei Unkelbach am Rhein, „welche makroskopisch be- 
trachtet, im’Innern eine unbestimmte graue Strahlung erkennen lassen; 


!) a.a. O. pag. 111, 112. 

2) Zirkel. Lehrbuch der Petrographie. IL., 1894, pag. 896. 
3) Vogelsang. Die Kristalliten. 1875, pag. 167. 

4) Laspeyres. Das Siebengebirge am Rhein. 1901, pag. Lli. 


582 Bruno Förster. [20] 


von einer Sphärolithstruktur ist jedoch im Dünnschliff nichts zu ent- 
decken; die Kugeln sind einfach körnige Aggregate, aber die zentrale 
Verdichtung macht sich durch eine entsprechende Einwirkung der 
Atmosphärilien, durch eine radiale Zersetzung, bemerkbar und daher 
rühren die grauen Zeichnungen, welche auf dieken Stücken deutlicher 
hervortreten als in Dünnschliffen zwischen Canadabalsam“. Die Unter- 
suchungen von Bruhns bestätigen nur das von Zirkel und Vogel- 
sang Erkannte, auch er fand, „daß die hellen strahligen Flecken 
dieselbe Struktur und Mineralzusammensetzung auch der Menge nach 
zeigen wie die dunklen Partien dazwischen“. 

Andere Resultate liefern die mikroskopischen Untersuchungen 
eines „Sonnenbrenners* vom Ertelsberge. Vorausgeschickt muß jedoch 
werden, daß Dünnschliffe durch die Flecken selbst nicht hergestellt 
werden konnten, sondern nur solche durch den Basalt, allerdings 
möglichst nahe der fleckentragenden Oberfläche des Gesteines. Die 
Präparate weisen unter dem Mikroskop erkennbare Unterschiede 
zwischen größeren und kleineren dunklen und hellen Partien auf. 
Eine Gesetzmäßigkeit in ihrer Verteilung läßt sich jedoch nicht fest- 
stellen, aber in dem Mengenverhältnisse, in dem ihre Gemengmineralien 
zueinander stehen, erkennt man zwischen ihnen deutliche Gegensätze. 
Die dunklen Partien, welche oft als rundliche Flecken (also gerade 
umgekehrt wie auf der Oberfläche, wo die Flecken hell sind) auf- 
treten, enthalten reichlicher Augite und Magnetite, die zwar in der 
Kristallform und im Erhaltungszustande nicht verschieden von denen 
in den hellen Partien sind, aber weit enger zusammengedrängt liegen 
als in letzteren, wodurch für die hellen Gemengteile nur wenig Raum 
übrig bleibt. Von diesen wiegt in ihnen der Nephelin vor, und zwar 
als Fülle in winzigen Körnchen, während der Feldspat, der anderseits 
um die dunklen Flecken herum reichlicher gelegen ist, wo er dann 
nicht selten die Andeutung einer tangentialen Anordnung zeigt, meist 
etwas zurücktritt. Die hellen Partien enthalten dagegen in größerer 
Menge Nephelinfülle und Feldspatleistehen zwischen den hier weiter 
auseinander liegenden Augiten und Magnetiten. 

Weitere Verschiedenheiten zwischen beiden sind nicht zu be- 
merken, doch sind sie groß genug, um zu vermuten, daß die Flecken- 
bildung auf der Oberfläche mit diesen Struktureigentümlichkeiten des 
Gesteines zusammenhängt. Jedenfalls werden entweder aus den hellen 
oder aus den dunklen Partien die hellgrauen Flecken auf der Gesteins- 
oberfläche hervorgehen, aus welchen läßt sich jedoch aus obigen 
Unterschieden allein nicht erkennen, und die Auslaugung der hellen 
Gemengteile, die vielleicht Aufschluß geben könnte, ist nicht in die 
Tiefe gedrungen, obwohl die Schliffe, wie schon oben erwähnt, 
möglichst nahe der in diesem Sinne veränderten Oberfläche herge- 
nommen sind, ein neuer Beweis auch noch dafür, daß die Flecken 
selbst nur eine Oberflächenerscheinung sind !). 


') Es sei hier noch kurz eine eigentümliche Erscheinung erwähnt, die sich 
auf dem Ertelsberge beobachten läßt. Die Magnetnadel zeigt nämlich ein ganz 
merkwürdiges Verhalten, sie dreht sich auf dem Gipfel um volie 360°, und zwar 
um einen Punkt, der etwa in der Mitte zwischen der Kapelle und dem im Osten 
auf der Plattform sich erhebenden Basaltklumpen in der Tiefe zu liegen scheint. 


PP Pr 


[21] Die Basaltgesteine der Kosel bei Böhm.-Leipa. 583 


Schlierenbildungen. 


Auf der Hochfläche des Koselrückens, etwa in der Mitte zwischen 
der Kosel und dem Forsthause Neuland, finden sich unter den in 
überaus großer Zahl umherliegenden Basaltblöcken einige, die von 
dem normalen Aussehen des Basalts abweichende Partien aufweisen, 
welche nach ihrem Charakter zu den Schlieren zu zählen sind. 
Deutlich heben sie sich von dem sie umschließenden Gesteine, einem 
Nephelinbasanit, der mit dem auf Seite 571/72 beschriebenen identisch 
ist, ab, sowohl durch die hellere gelblichgrüne Farbe wie auch durch 
die gröbere Ausbildung ihrer Gemengteile, die so weit geht, daß unter 
ihnen schon mit unbewaffnetem Auge durchschnittlich fast millimeter- 
lange, glänzende Augitkristalle erkannt werden können, welche 
zusammen mit ziemlich ansehnlichen Magnetiten in einem verhältnis- 
mäßig homogen aussehenden Aggregat heller Gemengteile eingebettet 
sind. Eine solche Schliere zeigt aber nicht die anderswo so oft vor- 
handene rundliche Form, sondern stellt ein nur wenige Millimeter 
starkes Blatt dar, das, wie eingeklemmt zwischen den Basalt, so 
scharf gegen ihn abgegrenzt ist, daß fast das Aussehen eines Ganges 
oder Trumes von geringen Dimensionen hervorgebracht wird. 

Waren schon makroskopisch die Unterschiede zwischen Basalt 
und Schliere bedeutend, so finden sich bei der Untersuchung unter 
dem Mikroskop deren noch viel mehr. Auch dann läßt sich keine 
Spur eines Überganges erkennen, unvermittelt schließt sich die Schliere 
an den Basalt an, abweichend von dem, was sonst meist bei den 
sogenannten Konstitutionsschlieren zu beobachten ist, wobei gewöhnlich 
der eine oder der andere der Gemengteile allmählich zurücktritt, um 
einem anderen Platz zu machen, der im gleichen Maße immer zahl- 
reicher wird. Diese scharfe Trennung wird noch erhöht durch 
Maenetite von bedeutender Größe, welche innerhalb der Schliere, 
längs der Grenze gegen den Basalt eine Reihe bilden, die schon mit 
unbewaffnetem Auge im Dünnschliff zu erkennen ist. Diese meist 
rundum ausgebildeten Magnetite, oft mit der bekannten Zwillings- 
bildung nach O, sind ihrer Größe nach nicht identisch mit denen 
des Basalts, denn während erstere bis 0'9 mm? Fläche einnehmen 
können, erreichen die letzteren höchstens 0°25 mm?. Formlose, rund- 
liche Fetzen desselben Minerals, die sich noch neben ihnen und neben 
einigen kleineren, regellos verstreuten Magnetitkriställchen, etwa von 
der Größe der im Basalt auftretenden, finden, erfüllen manchmal mit 
einem Durchmesser, der bis 0'8 mm betragen kann, innerhalb der 
Schliere nahezu das ganze Gesichtsfeld. 

Ungefähr in gleicher Anzahl wie die eben beschriebenen Ma- 
onetite kommen noch gewissermaßen als dunkle, porphyrische Ein- 
sprenglinge in dem hellen Aggregat Pyroxene in schönen, meist 
kurzprismatischen Kristallen vor, die so groß werden können — sie 
erreichen-dis 1'1 mm Länge und 045 mm Breite — daß sie, wie 
bereits oben erwähnt wurde, dann schon makroskopisch sichtbar sind. 
Vorwiegend sind es rötlich violette Titanaugite, neben der charak- 
teristischen Farbe an dem Pleochroismus und der starken Dispersion 
leicht zu erkennen, und nur einige, meist kleinere Individuen gehören 


Jahrbuch d.k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Bruno Förster.) 75 


584 Bruno Förster. [22] 


dem gemeinen Augit an. Von den Titanaugiten namentlich zeigen 
nicht mehr alle eine vollkommene Kristallumgrenzung, sondern manche 
von ihnen haben die scharfen, geradlinigen Umrisse verloren und 
weisen dafür ausgelappte Ränder auf, welche nicht selten mit vor- 
springenden Zungen versehen sind, oft anders wie die Mitte, und 
zwar meist grünlich gefärbt. Sie sind der Rest einer Zone, die bis auf 
die übrig gebliebenen zungenförmigen Vorsprünge durch magmatische 
Resorption wieder entfernt worden ist. Besonders schön ist an ihnen 
noch Zonen- und Sanduhrbau ausgebildet, oft beides an einem Indi- 
viduum vereinigt. Der Unterschied in der Auslöschungsschiefe zwischen 
zwei aneinander grenzenden Pyramiden bei den Sanduhren beträgt 
durchschnittlich etwa 7° Neben einer anscheinend regellosen Ver- 
wachsung mit einer braunen Hornblende, die sonst in der Schliere 
nur noch in einigen kleinen Individuen vertreten ist, finden sich an 
Einschlüssen in den Augiten einige Körnchen und Kristalle von 
Maenetit, große Apatite und zahlreiche, oft reihenweise angeordnete 
Glasporen und Glaseinschlüsse, von rundlicher und schlauchförmiger 
Gestaltung. 

Die eben als Einschlüsse in den Augiten erwähnten Apatite sind 
nicht allein in diesen zu finden, sondern sie bilden überhaupt einen 
wesentlichen Bestandteil der Schliere. Deutlich sind sie in zwei 
Generationen geschieden, von denen die eine durch überaus schlanke 
Nädelchen, welche bei etwa 0'005 mm Breite nicht selten eine Länge 
von ungefähr 05 mm erreichen, repräsentiert wird, die andere durch 
außergewöhnlich breite Individuen, bei denen die Länge die Stärke 
nur um das Drei- bis Vierfache übertrifft; zwischen beiden Formen 
fehlt jeder vermittelnde Habitus. Die außergewöhnliche Stärke der 
letzteren läßt sich besonders leicht an ihren schönen Basisschnitten 
messen, welche mit einem Durchmesser von 0:05—0'07 mm über 
die ganze Schliere verbreitet sind, namentlich aber in den Augiten 
und in den großen Lappen und Kristallen von Magnetit deutlich 
hervortreten. In den meisten Fällen sind es schöne sechsseitige 
Schnitte, deren Gestalt von den anderen Gemengteilen ganz unbe- 
einflußt ist, bisweilen aber auch nur noch sechsseitige Ringe, welche 
einen Schnitt durch einen in der Mitte mit der angrenzenden Mineral- 
substanz erfüllten Kristall darstellen. Neben ihrer verschiedenen 
Größe weisen die beiden Ausbildungsformen noch andere Unter- 


scheidungsmerkmale auf. Während nämlich die schlanken Nädelchen 


vollkommen hell und durchsichtig sind, erlangen die kurzen, starken 
Individuen durch eine Bestäubung, deren Natur auch bei starker 
Vergrößerung nicht ermittelt werden konnte, eine gelbliche bis braun- 
gelbliche Farbe, welche so intensiv werden kann, daß die Individuen 
zuweilen im gewöhnlichen Lichte einem braunen Augit sehr ähnlich 
sehen, zumal ihre kurze, gedrungene Gestalt derjenigen der letzteren 
nicht unähnlich ist. In dem Basalt sind sie auch zu finden, wohl auch 
in derselben Größe, aber nicht so häufig. 

Den größten Teil der Schliere, etwa zwei Drittel derselben, 
nehmen helle Gemengteile ein, welche deshalb den äußeren Farben- 
eindruck bedingen. Zunächst kommen zwei Feldspate in Frage, ein 
Orthoklas und ein Plagioklas. 


[23] Die Basaltgesteine der Kosel bei Böhm.-Leipa. 585 


Der Orthoklas, zuweilen nach dem Karlsbader Gesetz ver- 
zwillingt, bildet helle, fast einschlußfreie Leisten von 0'3 mm Länge 
und 0:04 mm Breite und hat die Neigung, sich innerhalb der Schliere 
unter sich zusammenzuballen. 

Der Plagioklas, welcher im Aussehen von dem ÖOrthoklas ganz 
verschieden ist, tritt in großen Individuen auf, welche oft das ganze 
Gesichtsfeld einnehmen und nicht selten I mm lang und 0'3 mm 
breit werden. Neben den Orthoklasen gehört er, wie die Einlagerungen 
von Magnetiten, Augiten und Apatiten beweisen, mit zu den letzten 
Verfestigungsprodukten und hat deshalb eine von den anderen 
Gemengteilen sehr beeinflußte Gestalt. Durch eine feine, fast an den 
meisten Kristallen ausgebildete Zwillingsstreifung, welche oft das 
Albit- und Periklingesetz an einem Kristall vereinigt zeigt, ist er 
als Plagioklas leicht zu erkennen, schwerer schon in solchen Indi- 
viduen, die jener Streifung entbehren. Doch wird dann beider 
Zusammengehörigkeit durch die gleiche Gestalt, Größe und Polari- 
sationsfarbe erwiesen, mit noch größerer Sicherheit aber durch eine 
andere, ebenfalls beiden in gleichem Maße eigene Beschaffenheit, 
nämlich durch das Auftreten netzförmig verflochtener Adern von 
gelblicher Farbe, welche das ganze Individuum regellos durchziehen, 
den anderen Mineralien aber, auch den Orthoklasen, fehlen. Nicht 
selten, zumal wenn sie sich flächenartig verbreitern, weisen sie eine 
feine Körnelung auf und sind dann unter gekreuzten Nicols nicht mehr 
wie sonst vollkommen isotrop. Dieses Geäder ist unstreitig ein Glas, 
. das sich als xenomorphe, durch winzige Partikelchen getrübte Substanz 
auch noch außerhalb der Plagioklase in der Schliere vorfindet, 
namentlich die Zwickelchen zwischen den Orthoklasen bildend und 
zwar durch dieselbe gelbliche Farbe und durch die gleiche auf die 
beginnende Zersetzung hindeutende Körnelung ausgezeichnet. Dieses 
Erfülltsein mit dem Glasgeäder kann so an Ausdehnung gewinnen, 
daß der Plagioklas nur noch in kleinen Körnchen fetzenartig zwischen 
ihnen liegt und nur die gleichzeitige Auslöschung oder die über- 
einstimmende Zwillingsstreifung diese als zu einem Individuum ge- 
hörig erkennen läßt. 

Wollte man nach dem ersten Eindrucke urteilen, den das 
Geäder macht, so hätte man dasselbe für eine Zersetzungserscheinung, 
welche von Spalten aus eingesetzt hat, halten können. Doch bei 
genauerer Betrachtung erweist es sich gleichwohl verschieden von 
dem gewöhnlichen Aussehen derjenigen Substanzen, welche als typische 
Zersetzungsprodukte der Plagioklase an Risse gebunden sind. 

Zu den frühesten Verfestigungsprodukten gehören, wie zumeist, 
die hellen schlanken Apatitnädelchen. Auch die großen bestäubten 
Individuen sind ebenfalls noch ziemlich früh entstanden, denn es 
finden sich schöne Kristalle unter ihnen, welche von den meisten 
anderen Mineralien der Schliere umschlossen werden, so von den 
Magnetiteu/ den Augiten und den Feldspaten; was die Magnetite 
anbetrifft, ‘so finden sich die eingelagerten Apatite allerdings nur in 
den großen, meist an der Grenze gelegenen Kristallen und den 
Lappen, nicht aber in den kleinen, welche mit denen des Basalts 
identisch sind und in der Schliere auch nur.in verschwindender Zahl 

10% 


586 Bruno Förster. [24] 


vorhanden sind. Sonach ständen die großen Apatite in der Entwicklungs- 
reihe hinter den Apatitnädelchen und den kleinen Magnetitkriställchen, 
aber vor den großen Magnetiten, vor den Augiten, ver den Feld- 
spaten und vor dem Glase. Es folgen jetzt etwa gleichzeitig die nahezu 
automorphen Magnetite und Augite. Daß die letzteren schon fest 
waren, als noch flüssiges Magma vorhanden war, beweist der schon 
erwähnte Umstand, daß ganze Zonen, als deren Rest die Zungen 
stehen geblieben sind, wieder in dasselbe aufgenommen wurden. 
Zuletzt erst schieden sich die noch übrigen hellen Gemengteile aus. 
Von diesen erstarrten die auch besser automorphen Orthoklase noch 
ohne Beteiligung von Schmelzfluß an ihrem Aufbau; die mit Glasgeäder 
durchzogenen Plagioklase entstanden als letzter individualisierter 
Gemengteil und endlich füllte das Glas noch die Lücken zwischen 
den Gemengteilen aus. 

Es sind also in der Schliere von den Gemengmineralien des 
zugehörigen Basalts alle außer zweien, Nephelin und Olivin, zu finden. 
Von dem letzteren lassen sich auch nicht einmal Zersetzungsprodukte 
konstatieren. Ob der Nephelin vollkommen mangelt, kann nicht ganz 
bestimmt behauptet werden, da sich ja einige Individuen leicht unter 
der großen Zahl der anderen, ähnlich farblosen Gemengteile verstecken 
könnten. 

Andere helle Schlieren, welche im einzelnen einige Ab- 
weichungen zeigen, in ihrer Gestalt und dem groben Korn ihrer 
Gemengteile aber mit den eben beschriebenen übereinstimmen, finden 
sich im Basalt des Königsberges, und zwar in Blöcken am Nord- 
abhange desselben. 

Unter dem Mikroskop zeigt sich jedoch, daß in ihnen die hellen 
Gemengteile eine noch überwiegendere Stellung einnehmen, die 
dunklen dagegen fast ganz zurücktreten. So fehlen in ihnen, abgesehen 
von dem übereinstimmenden Mangel an Olivin, vollkommen die großen 
Individuen von Titanaugit und Magnetit; wie letzterer, so ist auch 
der Augit nur durch einige zählbare Individuen vertreten, wobei aber 
die Augite in Größe, Habitus und Farbe vollkommen mit denen des 
zugehörigen Basalts übereinstimmen, so daß beide also nicht als 
eigentliche Schlierenmineralien bezeichnet werden können. Als einziger 
dunkler Gemengteil, der in dieser Schliere etwas reichlicher ist, tritt 
die braune, im Basalte sonst so oft beobachtete Hornblende auf. Sie 
zeigt formell zwei extreme Ausbildungsweisen, einesteils kommt sie 
in kurzen prismatischen Säulchen vor, andernteils in ziemlich langen 
schmalen Nadeln, welche bei einer größten Länge von etwa 0'353 mm 
nur eine Stärke von 0'009 mm haben, die ersteren besitzen dagegen 
bei derselben Länge eine solche von 0:04 mm. Neben der bekannten 
prismatischen Spaltbarkeit kann man namentlich an den längeren 
Individuen eine deutliche Querabsonderung bemerken. 

Unter den hellen Gemengteilen, die auch hier die Hauptgemeng- 
teile der Schliere sind, nimmt wieder Plagioklas eine ganz hervor- 
ragende Stellung ein. Es sind zwar auch einige Orthoklase, den in 
der vorigen Schliere vorkommenden gleichend, vorhanden, aber in so 
geringer Anzahl, daß sie nicht unter die wesentlichen Bestandteile zu 
zählen sind. Wenn auch die Plagioklase hier nur durchschnittlich 


[25] Die Basaltgesteine der Kosel bei Böhm.-Leipa. 587 


halb so groß werden wie in der Schliere von der Hochfläche, so 
ähneln sie diesen doch sonst in den für sie als wesentlich erkannten 
Merkmalen, so in der Gestalt, in der feinen, oft an Anorthoklas 
erinnernden Zwillingsstreifung und auch in der Erfüllung mit dem 
charakteristischen Glasgeäder, das hier allerdings nicht so vor- 
herrschend wie dort die Feldspate etwas heller erscheinen läßt. Das 
dem Geäder gieichende, außerhalb der Plagioklase auftretende Glas 
kommt hier nur in unwesentlichen Mengen vor. An Einschlüssen 
führen die Plagioklase kleine Magnetite, Hornblendekriställchen und 
schlanke Apatitnädelchen. Letztere sind auch in den übrigen Teilen 
der Schliere vertreten; die großen, gedrungenen Apatite fehlen ihr 
jedoch ganz, sind dagegen in dem zugehörigen Basalt selbst zu 
finden. Auch einen Gegensatz zu der Schliere der Hochfläche bildet 
das allerdings sehr geringe Vorkommen von hellen, fast einschluß- 
freien Nephelinen, in den bekannten kurzen Rechtecken, welche oft 
wohlumgrenzt in die Plagioklase hineinragend, früher wie diese 
entstanden sind. 

Fast die Hälfte der Schliere nimmt eine farblose, durchsichtige 
Substanz ein, welche sich zwischen gekreuzten Nicols als vollkommen 
isotrop erweist. Sie ist neben Hornblende- und Magnetiteinschlüssen 
mit feinen Apatitnädelchen förmlich durchspickt, so daß es fast den 
Anschein erweckt, als wenn das Vorkommen der letzteren in der 
Hauptsache an sie gebunden sei. Wenn es auch auf den ersten 
Augenblick scheint, als ob das isotrope Mineral vollkommen xenomorph 
sei und nur die Lücken zwischen den Gemengteilen ausfülle, so 
erkennt man unter den allerdings in weit überwiegender Zahl vor- 
handenen xenomorphen Partien doch auch, namentlich dort, wo eine 
Störung durch Feldspate nicht erfolgt ist, zweifellos wohlumgrenzte 
Kristallschnitte, und zwar Achtecke, welche unmittelbar an die eines 
Ikositetraöders erinnern. Es kann sich bei den nun in Frage kommenden, 
in Ikositetraädern kristallisierenden, regulären Mineralien nur um 
Leueit und Analcim handeln. Gegen die Auffassung sämtlicher isotropen 
Partien als Basisschnitte von Nephelin spricht neben der Form und 
dem Fehlen eines Interferenzbildes der vollkommene Mangel ihnen 
in der Größe entsprechender anisotroper Partien, welche als anders 
orientierte Schnitte unbedingt vorkommen müßten. Auch die Annahme, 
daß es sich um ein helles Glas handeln könnte, wird durch das Auf- 
treten einer Kristallform widerlegt. Wenn die Substanz von manchen 
Rissen und Sprüngen, längs deren lebhafte Interferenzfarben auf- 
treten, regellos durchzogen wird, so ist dies zwar eine bei Gläsern 
sonst oft beobachtete Erscheinung, aber keineswegs ausschließlich ein 
Beweis für die Glasnatur, sondern nur dafür, daß ein Mineral ohne 
ausgesprochene Spaltbarkeit vorliegt, was recht wohl auch auf Leueit 
und Analcim paßt. 

Die sichere Entscheidung, weiches von beiden vorliegt, kann 
nur durch ihre chemische Beschaffenheit getroffen werden. Zu diesem 
Zwecke wurde eine mikrochemische Reaktion vorgenommen. Nachdem 
zunächst die Angreifbarkeit der Substanz durch Salzsäure mittels 
Tinktionsversuchen konstatiert war, wurde, um die Einwirkung be- 
nachbarter Mineralien möglichst zu verhindern, an einer durch ein 


588 Bruno Förster. [26] 


durchbohrtes Deckglas isolierten Stelle des isotropen Minerals die 
Zersetzung mit Salzsäure vorgenommen und sodann dem Lösungs- 
tropfen Kieselfluorwasserstoffsäure zugesetzt, worauf reguläres Kiesel- 
fluorkalium in verhältnismäßig großer Menge auskristallisierte, ein 
Hinweis auf die Leueitnatur des Minerals. Einige Kieselfluornatrium- 
kristalle, welche noch als Nebenprodukt erhalten wurden, erklären 
sich teils durch den Natriumgehalt des Leueites selbst, teils dadurch, 
daß durch den Isolierungsversuch keineswegs alle anderen ebenfalls 
zersetzbaren Mineralien ausgeschlossen werden konnten. Als solche 
könnten desminähnliche, zu radialstrahligen, kugeligen Aggregaten 
verbundene Zeolithe in Frage kommen, welche ja vermutlich ziemlich 
natriumhaltig sind. Diese kommen in der ganzen Schliere verbreitet 
vor und sind, wie ihr Verband und das Fehlen aller Gemengteile der 
Schliere und des Basalts in ihnen beweist, als sekundäre Produkte 
zu erachten. 

Was nun noch die Ausscheidungsfolge der Gemengteile anbe- 
langt, so ist sie hier ähnlich wie in der vorigen Schliere. Zunächst 
entstanden die Apatitnädelchen und die Magnetite, dann die Augite 
und die Hornblenden und zuletzt wieder die hellen Gemengteile. 
Von diesen zunächst die wenigen, aber wohlumgrenzten Nepheline 
und ÖOrthoklase, dann die Leucite und die geringe Menge Glas, 
welche als letzte Verfestigungsprodukte die Lücken ausfüllen, weshalb 
der erstere nur selten eine Kristallform zeigt. 

Nachdem die beiden Schlieren lediglich nach ihrem Aussehen 
und nach ihrer Mineralzusammensetzung beschrieben worden sind, 
erübrigt es noch, sie in genetischer Beziehung etwas näher zu be- 
trachten. Vermutlich sind sie, wie allgemein bei hellen Schlieren 
angenommen wird, saurer wie der Basalt selbst, zumal in beiden 
Schlieren Orthoklas vorhanden ist und auch die durch Salzsäure 
kaum angreifbaren Plagioklase ziemlich sauer zu sein scheinen. Nun 
ist es eine bekannte Erscheinung, daß ein Magma bei dem Erstarrungs- 
prozesse fortwährend seine chemische Zusammensetzung ändert, und 
zwar ist es wohl ohne Ausnahme festgestellt, daß dasselbe immer 
acider wird, so daß zuletzt die relativ sauersten Mineralien zur 
Ausscheidung gelangen. Sonach muß man sich die Entstehung der 
beiden Schlieren an die letzten Phasen der Erstarrung des Gesteines 
geknüpft denken. Dieser Umstand, aber auch nicht in letzter Linie 
die schon erwähnte eigenartige Form, die hellere Farbe und die 
beobachtete scharfe Trennung von dem Gesteine selbst sind charak- 
teristische Merkmale für Schlieren, denen man den Namen hystero- 
genetische!) Schlieren gegeben hat. Bei der Betrachtung der zuletzt 


!) Zirkel. Lehrbuch der Petrographie. I, 1893, pag. 791. „Hysterogenetische 
Schlieren sind solche, deren wieder aus dem Magma selbst heraus erfolgende Ent- 
stehung an die letzten Phasen seiner Verfestigung geknüpft ist und welche man 
hysterogenetische Schlieren nennen könnte. Hat sich aus einem Magma 
die Hauptmasse der Gemengteile in der Weise ausgeschieden, daß ihre Summe 
basischer ist als die Gesamtzusammensetzung des Magmas, so muß der letzte zur 
Kristallisation noch fähige Rest acider sein. Derselbe kann daher, sogar wo er 
aus selbst relativ basischem Magma übrig bleibt, zum Beispiel die Form von 
Orthoklas und Quarz annehmen, und deshalb findet man so häufig Gemenge dieser 
beiden Mineralien unter dem Mikroskop in dem Gesteinsgewebe an Orten — 


[27] Die Basaltgesteine der Kosel bei Böhm.-Leipa. 589 


fest gewordenen Gemengteile läßt sich noch eine weitere Beziehung 
auffinden. Da das zu einem großen Teil Kaliummineralien sind, 
einerseits Orthoklase, anderseits das leueitähnliche Mineral, ergibt 
sich zuletzt in den Schlieren eine Anreicherung von Kali, eine auch 
sonst oft bei der Erstarrung eines Magmas beobäctitete Erscheinung, 
Überhaupt werden die beiden Schlieren, wie sich aus dem so reich- 
lichen Vorhandensein der letzteren beiden Mineralien schließen läßt, 
reicher an Kal: sein als der zugehörige Basalt, dem diese Mineralien 
fehlen. Ferner ist noch zu vermuten, daß in den Schlieren wegen 
des Mangels an Olivin die Magnesia zurücktritt. 

Alle diese im vorstehenden auf Grund der mineralischen 
Zusammensetzung gemutmaßten chemischen Gegensätze finden sich 
durch zwei Analysen, welche auf meine Veranlassung Dr. Emil Donath 
in Leipzig ausführte, vollauf bestätigt. 


I. Basalt (vgl. pag. 571). 
II. Schliere darin (vgl. pag. 583). 


I. Il. 
SPORT IHR AGO 51:60 
Ti 0, TERRA HLEORT2 0:22 
ANSON EHE een Av} 21760 14:70 
RO EENER 0, EI 11:90 
Mao. ROBERT AED 630 
OB. RZ AN 4:88 
IMROBR Den a RD 2:24 
BROTHERS ae 140 
Na, Or Au NET 3:60 
Wassergehalt . . . 1:49 152 
Glühverlust!i % 17m «mz0 320 
SUMME, .., . u. elle) 101:56 


Ganz ähnliche Kontraste (unter anderem auch eine Verminderung 
von Al, 0; in der Schliere) zeigen sich zwischen einem Enstatitnorit 
aus den Steinbrüchen von Penmaenmawr im nördlichen Wales (II) 
und einer darin befindlichen hysterogenetischen grauen Schliere (IV) ). 


insbesondere als zwischen die übrigen Gemengteile geklemmten Partien —, welche 
es deutlich verraten, daß hier in der Tat das letzte Verfestigungsprodukt vorliegt. 
Anderseits kann es aber geschehen, daß die örtliche Verteilung des letzten 
Kristallisationsrestes gewissermaßen in größerem Maßstabe erfolgt und daß, 
sofern er erst zur Solidifikation gelangt, nachdem die Hauptmasse des Gesteines 
mehr oder weniger starr und klüftig geworden, er schlierenförmige, gang-, blatt- 
und trumähnliche Gestaltung innerhalb derselben annimmt, scheinbar wohl dieselbe 
durchbrechend. Nicht mit Unrecht hat man dieses Schlierenmaterial förmlich mit 
einem Exsudat verglichen. Diese Art von Schlieren, wozu ein anderer Teil der 
sogenannten Contemporaneous veins und die „Ausscheidungstrümer* gehören, ist 
daher dann von aciderer Zusammensetzung und meist hellerer Farbe als die 
GesteinshauptAasse, rundliche Formen, welche sich der letzteren gegenüber passiv 
verhalten, können ‚bei ihr weniger zustande kommen; der Entstehungsweise nach 
werden hier die Übergänge zwischen Schliere und Hauptgestein am wenigsten 
ausgeprägt sein.“ 

ı) Waller. Midland Naturalist. 1855, pag. 4. Teall. British Petrographie. 
London, pag. 272. Quart. Journ. geol. soc. XI. 1884, pag. 656. 


590 Bruno Förster. [28] 


III. IN: 
821051, ala EEE A 651 
A102 EEE 08 12:9 
MEEOR U IT VALENTE AT EBEN TS 2-0 
BEIN AEDRIEEEBETY 51] 47 
EEO: Er Br ANERTN 760 4-7 
MONTIEREN RES 2:8 
IK SO RB NM DRS OR 39 
NAH BA I ANA 25 2:8 
10, 0 RR ROT 19 
Summe . 99-99 100-8 


Unter den auf Seite 792 ff. des I. Bandes in Zirkels Lehr- 
buch der Petrographie angeführten Beispielen hysterogenetischer 
Schlieren finden sich keine von Basalten. An diesen scheinen sie 
sonach damals noch nicht beobachtet worden zu sein. An denen 
des Koselgebietes sind sie jedoch eine weitverbreitete Erscheinung, 
welche sich außer den eben beschriebenen beiden Schlieren fast an 
allen seinen Basalten, wenigstens an den relativ grobkörnigen, nach- 
weisen läßt. Wenn sich auch die hierher gehörenden Gebilde, welche 
am zahlreichsten und besonders typisch in den Basalten des Königs- 
berges, der Kosel und des Kolbenberges auftreten, in einigen Punkten 
von den obigen zwei Schlieren unterscheiden, wie z. B. durch ihre 
geringeren Dimensionen und durch den vollkommenen Mangel dunkler 
Gemengteile, welche dort noch zu finden sind, so stimmen sie gleich- 
wohl in ihren wesentlichen Merkmalen überein, so daß man sie als 
ganz analoge Erscheinungen anerkennen muß. 

Der Basalt des Königsberges (S. 27) ist fast in seiner ganzen 
Ausdehnung durchsetzt von weißen und gelblichweißen Partien, welche 
sich bis zu 1 cm größter Ausdehnung deutlich aus dem dunklen Ge- 
stein hervorheben, so daß es schon aus einiger Entfernung weiß 
sefleckt erscheint. Stellenweise werden die Gebilde so zahlreich, dab 
ihr Gesamtvolumen nahezu die Hälfte der ganzen Gesteinsmasse be- 
trägt. Ihre Formen sind überaus mannigfaltig. Kugelige bis eiförmige 
(Gestalten wechseln mit schlauchförmigen ab, welche ihrerseits nicht 
selten gewunden und verästelt sind. Einzelne Mineralien lassen sich 
in den ausschließlich aus hellen Gemengteilen bestehenden Aggregaten 
makroskopisch nicht bestimmen, mit Ausnahme von Zeolithen, welche 
in winzigen, nur mit der Lupe erkennbaren Kriställchen die Wände 
kleiner Hohlräume auskleiden, die sich bisweilen wieder innerhalb 
der hellen Partien befinden. Makroskopisch machen alle diese ziemlich 
sleichförmig erscheinenden Partien den Eindruck zeolithischer Hohl- 
raumausfüllungen und erst die mikroskopische Untersuchung zeigt, 
daß dieselben sogar vorwiegend ganz anderer Natur sind. 

Zunächst ist wieder der allen diesen Schlieren gemeinsame 
Mangel an Olivin zu konstatieren. Auch die in den anderen beiden 
Vorkommnissen beobachteten übrigen dunklen Mineralien fehlen in 
ihnen ebenso, wie die dunkeln basaltischen Gemensteile, denn die 
Magnetite und Augite, welche in ihnen gleichsam zu schwimmen 
scheinen, ragen nur von den die hellen Aggregate umgebenden Wänden 


[29] Die Basaltgesteine der Kosel bei Böhm.-Leipa. 591 


des Basalts in sie hinein. Von Apatiten sind nur äußerst feine, schön 
umgrenzte, ungebrochene Nädelchen in einigen Partien vorhanden, die, 
wenn sie auch nicht so häufig wie in den vorigen beiden Schlieren 
sind, doch den Beweis liefern, daß die hellen Partien, in denen sie 
vorkommen, aus dem Magma des Basalts selbst heraus entstanden, 
also primärer Natur sind. Neben diesen müssen nämlich noch sekun- 
däre Partien in ihnen unterschieden werden, welche aus apatitfreien 
Zeolithen gebildet werden. 

Die primären bestehen meist aus Plagioklasen und nur in wenigen 
Schlieren findet sich untergeordnet, mit Salzsäure gelatinierender 
Nephelin in isotropen sechsseitigen Basisschnitten und in rechteckigen 
Längsschnitten, welche etwas mehr wie gewöhnlich nach der c-Achse 
gestreckt sind, ähnlich wie man es im Dolerit des Löbauer Berges 
beobachten kann. Die Plagioklase, welche eine Auslöschungsschiefe 
von 14—16° auf P ergeben, ähneln in der feinen Zwillingsstreifung 
und in der Durchschnittsgröße, welche allerdings innerhalb der Aggre- 
gate bedeutend schwanken kann, denen der vorigen beiden Schlieren. 
Ein so typisches Glasgeäder wie dort ist hier allerdings nicht vor- 
handen; die auch hier in ganz ähnlicher Weise der Verteilung auf- 
tretenden feinen Adern sind nicht isotrop, was ja aber auch auf 
die deutlich bemerkbare Zersetzung zurückgeführt werden könnte. 
In manchen hellen Aggregaten kommt der Plagioklas und Nephelin 
zusammen vor, dann aber gewöhnlich so, daß ersterer an Zahl und 
Ausdehnung der überwiegende Teil ist, meist aber ist der Nephelin 
vollkommen, namentlich in den weit häufigeren kleineren Schlieren, 
unterdrückt. Im ersten Falle ist der einschlußfreie Nephelin, wie 
sich aus schönen Kristallen ergibt, welche in den Plagioklas hinein- 
ragen, von beiden früher ausgeschieden. 

Zu diesen Mineralien treten hier fast immer die sekundären, 
die Zeolithe, hinzu. Manche der hellen Aggregate setzen sich fast 
ausschließlich aus den primären Mineralien zusammen und nur in 
der Mitte finden sich einige Zeolithe, andere bestehen bloß noch aus 
den letzteren und dazu gehören die Aggregate, welche hohl sind und 
in ihren Höhlungen schon makroskopisch Zeolithe erkennen lassen. 
Am häufigsten halten sich sekundäre und primäre Mineralien in den 
Schlieren das Gleichgewicht. 

Von Zeolithen treten zwei verschiedene auf, leistenförmige, ver- 
zwillingte, meist regellos, oft aber auch radialstrahlig oder in kugeligen 
Haufwerken angeordnete Individuen mit niedrigen Polarisationsfarben 
und ein durch höhere Polarisationsfarben charakterisierter, faserig 
ausgebildeter Zeolith, der gewöhnlich in büschel- und kugelförmigen 
Gruppen vereinigt ist. Bisweilen sind die Zeolithaggregate umgeben 
von einem grünen Delessitrande, der so breit werden kann, daß nur 
noch ein winziges Zeolithpartikelchen in der Mitte liegt. 

Herrscht auch über die sekundäre Natur der Zeolithe kein 
Zweifel, sc’ ist es doch fraglich, wie sie entstanden sind, ob durch 
Infiltration zeolithischer Solution oder ob sie sich durch Umwandlung 
der hellen primären Schlierenmineralien aus deren chemischen Kom- 
ponenten gebildet haben. Letzteres ist wahrscheinlich die Regel und 
wird dort zur Gewißheit, wo längs der gelblichen Adern, welche die 


Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Bruno Förster.) 76 


599 Bruno Förster. [30] 


Plagioklase durchflechten, sich auf Kosten der letzteren ein Saum 
von zeolithischen Fasern abgesetzt oder wo gar eine bald gänzliche, 
bald teilweise förmliche Pseudomorphosierung der Feldspate durch 
diese stattgefunden hat. Jedoch soll mit obigem nicht gesagt sein, 
daß alle zeolithischen Substanzen auf diese Weise entstanden sind; 
dort, wo in ihnen jedes primäre Mineral mangelt, fehlt jeder Be- 
weis dafür. 

Die gleichen und ähnlichen Schlierenbildungen, welche sich 
noch in den Basalten der Kosel und des Kolbenberges finden, eben- 
falls von kugeliger und schlauchförmiger Gestalt, sind noch bedeutend 
kleiner als die eben beschriebenen, so daß sie makroskopisch kaum 
noch in den dunklen normalen Gesteinen zu unterscheiden sind und 
mit unbewaffnetem Auge erst im Dünnschliff als helle kleine Pünktchen 
und schmale Bänder — letztere sind durchschnittlich 0:1—0'2 mm 
breit und !1/,—?/ı em lang — erkannt werden können. Aber trotz 
ihrer geringen Dimensionen ist ihre Zusammengehörigkeit mit den 
bereits beschriebenen Schlieren unverkennbar, ja gerade sie bieten 
das typischste Bild für den Vorgang, daß aus dem noch nicht voll- 
kommen erstarrten, aber schon Risse und Hohlräume enthaltenden 
Gesteine in diesen sich die letzten Verfestigungsprodukte ansiedelten. 
Unter dem Mikroskop erweist sich die Mehrzahl dieser Gebilde der 
Kosel und des Kolbenberges als ausschließlich aus den bekannten 
Plagioklasen bestehend, abgesehen von den auch hier wieder auf- 
tretenden Zeolithen. In den mit den Plagioklasen vollkommen er- 
füllten rundlichen Hohlräumen und Spältchen ist deren Anordnung 
fast so, wie sich sonst Mineralien in Gängen anzusiedeln pflegen. 
Teils senkrecht, teils geneigt auf den Wänden stehend, reichen zu- 
weilen die lückenlos aneinander stoßenden Individuen an schmalen 
Stellen von einer Wand zur anderen, förmlich eingekeilt zwischen 
die von diesen wohlausgebildet in sie hineinragenden basaltischen 
Mineralien. Ihre Anzahl ist eine recht verschiedene, bald sind in 
dem Schnitt nur 3—-4 Individuen ersichtlich, in der Regel ist aber 
ihre Anzahl größer. 

Diese zuletzt beschriebenen Schlierenbildungen vom Königsberge, 
von der Kosel und dem Kolbenberge enthalten also mit Ausnahme 
der sekundären Zeolithe nur Plagioklase und sie stellen somit das 
letzte Glied in einer Reihe dar, welche, bei der zuerst behandelten 
Schliere beginnend, eine Abnahme in der Mineralzusammensetzung 
erkennen läßt. In der Schliere von der Hochfläche ist die größte 
Verschiedenheit der Gemensteile vorhanden. Sie enthält, ebenso wie 
die an zweiter Stelle beschriebene, helle und dunkle gemeinsam, 
und zwar von letzteren bedeutend mehr wie die zweite Schliere, bei 
der in der Hauptsache nur noch die braune Hornblende auftritt. Dann 
verschwinden die dunklen Gemengmineralien, aber es bleiben noch 
Plagioklas und Nephelin, bis endlich der Plagioklas allein noch 
übrig ist. 


Neogenpflanzen vom Nordrande des Sinjsko 
polje in Mitteldalmatien. 


Von Dr. Fritz v. Kerner. 


Mit. einer Lichtdrucktafel (Nr. XV). 


Während die Flora der Prominaschichten zu den am längsten 
bekannten fossilen Floren von Südeuropa zählt und schon vor vielen 
Jahren durch Ettingshausen und Visiani genaue Bearbeitungen 
erfahren hat, ist über die Flora des dalmatischen Neogens noch sehr 
weniges bekannt geworden. Ausgenommen die Erwähnung von sieben 
Pflanzenarten aus dem Jungtertiär der Insel Pago durch Radimsky!) 
trifft man nur vereinzelte Angaben über das Vorkommen schlecht er- 
haltener Pflanzenreste, so bei Kittl2). Die anläßlich der Detailauf- 
nahme des Blattes Sin;—Spalato nunmehr begonnene genaue Durch- 
forschung der Neogenbildungen des oberen Cetinatales scheint geeignet, 
eine Ausfüllung der eben erwähnten Lücke in unseren Kenntnissen 
anzubahnen. 

Ich konnte in den jungtertiären Tonen und Mergein der Gegend 
von Sinj eine Menge vegetabilischer Reste konstatieren, von denen 
die weitaus überwiegende Mehrheit auf Sumpf- und Wasserpflanzen, 
eine sehr kleine Minderheit auf Landpflanzen zu beziehen ist. 

Diese Reste finden sich in bestimmten Horizonten von den 
untersten bis in die obersten Teile der neogenen Schichtmasse hinauf; 
die Wasserpflanzenreste treten in einigen Niveaux in solchen Massen 
auf, daß sie die Rolle von Leitfossilien spielen und in dieser Hinsicht 
die gleichfalls zonenweise sehr zahlreich erscheinenden und schon 
lange bekannten Konchylien an Wichtigkeit überragen. 


I. Reste von Sumpf- und Wasserpflanzen. 


Die im nachstehenden beschriebenen Reste sind solche pflanzliche 
Fossilien, welche ich bei meinen Aufnahmsexkursionen zufolge ihres 
massenhaften Vorkommens und wegen ihrer Beschränkung auf mehr 
oder minder eng begrenzte Zonen des Sinjaner Neogens als für die 


) O0. Radimsky. Über den geologischen Bau der Insel Pago. Verh. d. 
k. k. geol. R.-A. 1877, pag. 182. 

2) E. Kittl. Bericht über eine Reise in Norddalmatien und einem angrenzenden 
Teile -Bosniens. Ann. d. k. k. nat. Hofmuseums, Bd. X, Notizen. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Dr. F. v. Kerner.) 76* 


594 Dr. Fritz v. Kerner. [2] 


Gliederung dieser Formation verwertbare Leitfossilien erkannte. Es 
handelt sich um einige wenige Formen, welche jeweilig nur einzelne 
Organe von Sumpf- und Wasserpflanzen darstellen und somit nur ein 
unvollständiges Bild jener Pflanzen, von welchen sie stammen, liefern. 
Es ist anzunehmen, daß eine sehr genaue, als Selbstzweck unter- 
nommene paläofloristische Durchforschung der Sinjaner Neogengebilde 
in mehreren Fällen zur Auffindung der mir unbekannt gebliebenen 
Organe jener Pflanzen verhelfen und zur Entdeckung noch mancher neuer 
Bestandteile der neogenen Sumpfflora des Cetinagebietes führen würde. 


Ceratophyllum sinjanum nov. sp. 
Tafel XV, Figur 1 und 2. 


In der unteren Hauptabteilung des Sinjaner Neogens, welche sich 
aus Bändertonen und sandigen Mergeln aufbaut, sind kleine Fossilien 
außerordentlich verbreitet, welche man schon bei flüchtiger Betrachtung 
für Samen oder Früchtchen zu halten geneigt ist. In den sandigen 
Mergeln trifft man meistens eiförmige Steinkerne von 6—8 mm Länge 
und 21,—3 mm größtem Durchmesser, welcher dem einen Kernpole 
ungefähr dreimal so nahe zu liegen kommt als dem anderen. Die 
Oberfläche dieser Steinkerne läßt keine deutliche Struktur erkennen, 
zuweilen weist sie noch Reste einer kohligen Umhüllung auf. Etwas 
weniger häufig finden sich in diesen Mergeln kleine Grübchen von 
derselben Form und Größe wie die eben erwähnten Kerne. An der 
ihrem einen Ende genäherten breitesten Stelle dieser Grübchen 
sieht man häufig jederseits ein feines offenes Kanälchen münden. 

Die Richtung dieser seitlichen Kanälchen ist auf jene der Längs- 
achse des Grübchens fast senkrecht, meist schließen sie mit der gegen 
das benachbarte Grübchenende hin gezogenen Achsenrichtung einen 
etwas unter 90° bleibenden Winkel ein. Zuweilen verlaufen sie schwach 
gebogen und kehren dann die Konkavität ihrer Krümmung dem be- 
nachbarten Grübchenende zu. Die Länge dieser seitlichen Kanälchen 
schwankt zwischen 1 und 6 mm, erreicht somit zuweilen fast diejenige 
des Grübchens selbst. 

An der zwischen den Mündungsstellen der Kanälchen befindlichen 
tiefsten Stelle des Grübchens sieht man eine feine Öffnung, welche 
die Mündung eines dritten in das Gestein eindringenden Kanälchens 
ist. Dieses liegt in derselben, auf der Längsachse des Grübchens senk- 
rechten Ebene wie die beiden offenen Kanälchen und schließt mit 
diesen letzteren ungefähr rechte Winkel ein. Zuweilen sieht man auch 
die Offnungen von zwei Kanälchen, welche dann unter spitzen Winkeln 
divergieren. An dem gegenüberliegenden Grübchenende bemerkt man 
manchmal gleichfalls eine kleine rundliche Offnung, die zu einem 
ungefähr in der Verlängerung der Grübchenachse befindlichen Kanälchen 
führt. Zuweilen kann man neben dieser Offnung noch eine oder zwei 
kleine Aussackungen am Grübchenende feststellen. Die Wandungen 
der Grübchen zeigen eine deutliche Skulptur. Sie sind ganz dicht mit 
sehr feinen Höckerchen besetzt; auch in die seitlichen Kanälchen 
läßt sich diese Granulierung der Wandung verfolgen. Bisweilen sind 
die Grübchen mit Resten einer kohligen Schicht ausgekleidet. In 


[3] Neogenpflanzen vom Nordrande des Sinjsko polje in Mitteldalmatien. 595 


seltenen Fällen sieht man in den sandigen Mergeln neben den soeben 
beschriebenen länglichen Grübchen kleine, rundliche Löcher, deren 
Durchmesser der Grübchenbreite analog ist. Man hat es hier mit einer 
zur Gesteinsoberfläche senkrechten Achsenorientierung jener Hohl- 
gebilde zu tun, welche bei zu jener Fläche paralleler Achsenlage die 
vorbesprochenen Grübchen bilden. 

In den tonigen Schichten der unteren Neogenabteilung trifft man 
ziemlich häufig abgerundet kegelförmige verkohlte Körperchen, welche 
eine Länge von 8—10 mm und in ihrem größten, dem stumpfen Körper- 
ende sehr genäherten Querschnitt einen Durchmesser von 4 mm haben. 
An der Peripherie dieses Querschnittes gehen in zur Achse ungefähr 
senkrechter Richtung mehrere kräftige Dorne ab. Dieselben erscheinen 
schwach gegen das stumpfe Körperende zu gebogen. An dem spitzen 
Ende der Körperchen bemerkt man einen langen dornartigen Fortsatz 
und daneben noch zwei kleine, kurze Dörnchen. Die Oberfläche dieser 
aus kohliger Substanz bestehenden Körperchen zeigt eine feine Zeich- 
nung: Auf schwarzem oder dunkelbraunem Grunde ist eine große Menge 
mehr oder minder dicht beisammenstehender weißer Pünktchen zu 
bemerken. Nur in seltenen Fällen sind die Tonschichten so weich, 
daß man die eben beschriebenen Früchte vollständig auslösen kann. 
Zumeist erhält man nur Körperchen nebst Bruchstücken der Dorne. 

Das Bild, das sich auf den Gesteinsoberflächen darbietet, ist je 
nach der Lage und dem Grade der Einbettung verschieden. Man sieht 
zuweilen nur die Körperchen, die, wenn sie leicht zusammengedrückt 
sind, den Umriß eines Deltoids mit abgestumpften Ecken haben, 
und einen oder zwei der großen Seitendorne. Der lange Dornfortsatz 
am spitzen Körperende ist häufig nicht zu sehen. Daneben findet man 
auch isolierte abgebrochene Dorne. 

Es ist über jeden Zweifel erhaben, daß die im vorigen beschriebenen 
Gebilde, die Steinkerne, die Grübchen und die kohligen .Körperchen 
verschiedenen Erhaltungszuständen desselben Fossils entsprechen. 
Weisen schon die Größen- und Formverhältnisse sicher darauf hin, 
daß die Grübchen mit den seitlichen Kanälchen die Hohlabdrücke der 
dornigen verkohlten Früchtchen sind und daß die eiförmigen Stein- 
kerne die Ausgüsse der Fruchthöhlen darstellen, so wird dieser Zu- 
sammenhang durch die nicht selten aufzufindenden Zwischenglieder 
der beschriebenen drei Erhaltungsformen vollauf bestätigt. Als solche 
Zwischenglieder erweisen sich die Fälle, in welchen — wie bereits er- 
wähnt — die Steinkerne und die Grübchen noch eine kohlige Umhüllung, 
beziehungsweise Auskleidung besitzen, sowie die Fälle, in welchen die 
Grübchen noch zum Teil mit Gesteinsmasse erfüllt sind, 

Bei dem Versuche, diese Fruchtreste zu deuten, wird man zu- 
nächst vielleicht an Trapa denken, den Vergleich mit Wassernüssen 
jedoch sehr bald zugunsten eines noch viel mehr begründeten zurück- 
stellen. Dieser letztere betrifft einige Arten der Gattung Hormnblatt, 
Ceratophyllem, deren Früchte in bezug auf Form, Bau und Größe eine 
auffallende Ähnlichkeit mit den in Rede stehenden fossilen Früchtchen 
zeigen. Einige Arten der Hornblattgewächse haben abgerundet kegel- 
förmige Früchte mit ein paar schwach gekrümmten Dornen im Um- 
kreise des stumpfen Endes und einem langen Fortsatze am spitzen Ende. 


596 Dr. Fritz v. Kerner. [4] 


Letzterer entspricht dem erhärteten Griffel, wogegen die seitlichen 
Dorne bei der Fruchtreife aus dem Perikarp entstehen. 

Die Ceratophylleen besitzen, gleichwie die Sinjaner Früchte, nur 
einen großen Samen; die den letzteren eigentümliche Punktierung 
ist bei Ceratophyllum-Frächten ebenfalls vorhanden; ferner kann man 
bei manchen der Sinjaner Exemplare konstatieren, daß diejenige Schicht 
der Fruchtwand, welche die Punktierung aufweist, ursprünglich von 
einer weiteren Hülle umgeben war; auch dies trifft bei Ceratophyllum 
zu. Auch die variablen und negativen Merkmale vereinigen sich zu- 
gunsten einer Deutung der Leitfossilien des unteren Sinjaner Neogens 
als Hornblattfrüchte. Die Inkonstanz des Vorkommens des Dorn- 
fortsatzes am spitzen Früchtchenende stimmt insofern zur besagten 
Deutung, als dieser Fortsatz, welcher, wie erwähnt, dem erhärteten 
Griffel entspricht, bei Früchten von rezenten Hornblattgewächsen sehr 
leicht abbricht und somit bei späterer Einbettung solcher Früchte in 
Schlamm oft nicht mehr vorhanden ist. Das vollständige Fehlen von mit 
den Früchten zusammen vorkommenden Blattresten spricht gleichfalls 
sehr schwerwiegend zugunsten der hier vertretenen Deutung. Bei 
den meisten jener Sumpf- und Wasserpflanzen, bei welchen sich die 
Früchte viel leichter als die Blätter erhalten können, würde man, 
sofern es sich um Reste einer Massenvegetation handelt, doch wenigstens 
sporadische Vorkommnisse von Blattfossilien erwarten; es wäre dies 
zum Beispiel bei einem ausgedehnten Wassernußbestande der Fall. 
Bei den Hornblattgewächsen ist es aber gerade völlig ausgeschlossen, 
daß sich Reste ihrer vegetativen Blätter lange Zeit erhalten würden. 
Diese Blätter pflegen bald gänzlich zu verwesen, so daß schon nach 
kurzer Zeit von ihnen fast keine Spur mehr aufzufinden ist. 

Unter den heimischen Hornblattgewächsen kämen Ceratophyllum 
demersum L. und Ceratophyllum platyacanthum Cham. zum Vergleiche 
in Betracht. Diejenige rezente Spezies, mit welcher die Sinjaner 
Fossilien die meiste Ähnlichkeit besitzen, ist aber eine Ceratophyllum-Art, 
von deren Existenz ich durch freundliche Mitteilung von Prof. W ett- 
stein Kenntnis erhielt. Es ist dies das von Haynald aus der Gegend 
von Kalocza in Ungarn beschriebene und bisher nur dort beobachtete 
Ceratophyllum pentacanthum. Die Früchte dieser Hornblattspezies unter- 
scheiden sich von den Sinjaner Fruchtfossilien nur dadurch, daß die 
kleinen Dörnchen neben dem zugespitzten Fruchtende etwas weiter 
von diesem entfernt stehen, sowie dadurch, daß die Fruchtkörper etwas 
flachgedrückt sind. 

Unterliegt es nach den vorigen Erörterungen keinem Zweifel, daß 
die im unteren Teile des Sinjaner Neogens so massenhaft vorkommenden 
Fossilien Ceratophyllum-Früchte sind, so ist deren Zugehörigkeit zu 
einer und derselben Spezies zum mindesten sehr wahrscheinlich. Die 
vorkommenden Variationen in bezug auf Form und Größe der Frucht- 
körper sind gering und die diesbezüglich zu beobachtenden Extreme 
durch Übergänge verbunden. Auch die Wechsel in der Zahl der Dorne 
an dem abgestumpften Fruchtende sprechen nicht gegen eine spezifische 
Vereinigung aller in Betracht kommenden fossilen Reste, da in- bezug 
auf die Dornenbildung auch die rezenten Ceratophylium-Arten ziemlich 
varieren. j A 


[5] Neogenpflanzen vom Nordrande des Sinjsko polje in Mitteldalmatien. 597 


Besonders reich an den eingangs beschriebenen Steinkernen sind 
manche der den Tonen eingeschalteten sandigen Mergelbänke in der 
‚Gegend zwischen Poljak und Solto. Auffallend viele Hohlabdrücke findet 
man auf einer schiefen Felsschichtfläche auf der Südseite des Weges 
zwischen den genannten Hüttengruppen, und zwar westlich von der dort 
befindlichen Quelle. Die meisten Chancen, kohlige, noch mit Dornen 
versehene Früchtehen zu bekommen, dürfte man in den Ravinen im 
unteren Teile des Tälchens von Sladoja (bei Lucane) haben. Weitere 
Detailangaben über Fundorte des Ceratophyllum sinjanum, wie das im 
vorigen beschriebene Fossil benannt sein möge, zu machen, erscheint 
überflüssig, da es in seinen verschiedenen Erhaltungsformen durch die 
ganze untere Hauptabteilung des Sinjaner Neogens verbreitet ist. 


Oyperites Tiluri nov. form. af. Carex tertiaria Ung. sp. 
Taf. XV, Fig. 3 und 7. 


Im unteren der beiden Schichtkomplexe, in- welche sich die 
mergelige obere Hauptabteilung des Neogens im Cetinatale scheiden 
läßt, spielen breitlineare Monocotylenblätter eine ungemein wichtige 
Rolle. Diese Blattfossilien sind auf eine nicht sehr breite Gesteins- 
zone beschränkt, welche .den oberen Partien des Liegendteiles der 
ganzen über den Tonen folgenden Mergelserie entspricht. Durch 
diese ihre Beschränkung auf eine einzige Zone des gesamten Neogens 
bei massenhaftem Auftreten innerhalb derselben sind (ie besagten 
Blätter in stratigraphischer Hinsicht noch mehr bemerkenswert als 
die vorbin erwähnten Fruchtreste ; und insofern die Mergelserie in 
petrographischer Beziehung kaum weiter trennbar ist, gewinnen jene 
Blätter die Bedeutung von Leitfossilien im engeren Sinne des Wortes, 
die Bedeutung von Resten, deren Auffindung überhaupt erst die Er- 
kennung des besonderen Horizonts möglich macht, während den 
vorhin beschriebenen Ceratophyllum-Früchten in eben genannter Hinsicht 
keine besondere Bedeutung zukommt, da die Feststellung, daß man 
sich in der unteren Hauptabteilung des Neogens befinde, ja schon 
auf Grund der lithologischen Kennzeichen dieser Abteilung sehr 
leicht erfolgen kann. Auch der Umstand, daß diese Monocotylen- 
blätter nur in dem Jungtertiär des Haupttales der Üetina vor- 
kommen, in den die westlichen Aussackungen dieses Tales erfüllenden, 
in mancher Hinsicht abweichend entwickelten Neogenablagerungen 
aber fehlen, verleiht diesen Blättern eine wichtige Stellung unter 
‚den organischen Resten, auf welche sich vergleichende stratigraphische 
Detailstudien des Cetinenser Neogens basieren müssen. 

Man trifft von den in Rede stehenden Blättern fast stets nur 
Bruchstücke mit streng parallelen ganzen Seitenrändern und zackigen 
queren Bruchrändern. Bei der außerordentlich großen Häufigkeit 
dieser Pflanzenreste müßte es bei längerem Suchen aber wohl ge- 
lingen, auch vereinzelte Blattbasen und Blattspitzen aufzufinden. Die 
Bruchstücke sind im Mittel 4-5 mm breit; als Grenzwerte ihrer 
‚Breite können 2 und 7 mm angenommen werden. 

Die Länge der Bruchstücke ist sehr wechselnd, gewöhnlich sind 
sie nur einige Zentimeter, selten mehr als einen Dezimeter lang. 


598 Dr. Fritz v. Kerner. [6] 


Die Konsistenz der Blätter muß eine ziemlich derbe gewesen sein. 
Das charakteristische Merkmal, wodurch sie sich von den vielen 
anderen gleichfalls auf Blätter und Stengel von monocotylen Sumpf- 
gewächsen zu beziehenden Einschlüssen der Sinjaner Mergel unter- 
scheiden, ist ein sehr starker Mittelnerv, der je nach der Blattlage 
als stark über die Blattfläche vortretende Kiellinie oder als tief in 
sie eingesenkte Furche in Erscheinung tritt. Jederseits dieses Mittel- 
nerven kann man an besser erhaltenen Bruchstücken noch etwa 
sieben bis neun einander sehr genäherte schwache Seitennerven wahr- 
nehmen. 

Zwei weitere Merkmale, an welchen man diese Blätter selbst 
noch in kleinen, nur Seitenteile der Blattspreite umfassenden und 
darum des Mittelnervs entbehrenden Fragmentchen erkennen kann, 
sind eine goldockergelbe Farbe und ein eigentümlicher Wachsglanz. 
Letzterer ist allerdings zuweilen nur sehr schwach entwickelt, man 
wird aber doch — selbst wenn nur kleine und schlecht erhaltene 
Reste vorliegen — kaum jemals in Zweifel kommen, ob man es mit 
den in Rede stehenden Fossilien zu tun hat oder nicht. 

Diese Blattbruchstücke sind innerhalb der oben genannten Ge- 
steinszone auf den Schichtflächen in großer Zahl zu sehen. Sie liegen 
hier in allen möglichen sich kreuzenden Richtungen durcheinander, 
wodurch bei massenhaftem Auftreten oft unregelmäßig strahlige oder 
sitterförmige Figuren entstehen. Diese heben sich durch ihre satte 
ockergelbe Farbe, durch ihren Glanz und ihre Glätte von dem blaß- 
gelblichen, rauhen und matten Gesteinsgrunde scharf ab und zählen 
zu den am meisten charakteristischen geognostischen Vorkommnissen 
der Sinjaner Gegend. Auf den Bruchflächen des Gesteines kann man bei 
näherem Zusehen die Quer- und Längsschnitte der Blätter als kurze 
braune Linien erkennen. | 

Was die Deutung dieser Fossilien anbelangt, so ist bekanntlich 
‘nach neueren Anschauungen die Einreihung parallelnerviger Blatt- 
und Stengelreste, bei denen wenigstens die Zugehörigkeit zu den 
Monokotylen feststeht, in rezente Gattungen kaum statthaft und die 
Unterscheidung von Arten von sehr zweifelhaftem Werte. Will man 
immerhin die vorhandenen Analogien feststellen, so wird man im vor- 
liegenden Falle auf die Familie der Halbgräser geführt und wird — 
der Außerlichkeit der Übereinstimmung Ausdruck gebend — die be- 
schriebenen Blätter als Öyperaeites nach Schimper — Üyperites im 
Sinne von A. Braun, Unger und Heer bezeichnen, nicht aber 
im Sinne von Lindley, welcher diese letztere Gattung aufstellte, 
dazu aber solche halbgrasähnliche Halme rechnete, denen die Mittel- 
rippe fehlt. 

Von den bisher bekannt gemachten fossilen Cyperaceen kommen 
zum Vergleiche am meisten die unter dem Namen Carex tertiaria Heer 
sehenden Halme in Betracht. Es wurde bekanntlich zuerst von Unger 
aus Parschlug ein CUyperites tertiarius beschrieben und. es hat später 
Ettingshausen das Vorkommen von mit dieser Pflanze überein- 
stimmenden Resten im Inzersdorfer Tegel und im trachytischen Sand- 
steine von Heiligkreuz bei Schemnitz konstatiert und Andrae das 
Vorkommen analoger Reste im bituminösen Mergelschiefer von Thal- 


[7] Neogenpflanzen vom Nordrande des Sinjsko polje in Mitteldalmatien. 599 


heim angegeben. Heer reihte diesen Halbgrasblättern sehr ähnliche, 
vom hohen Rhonen, von Rochette und von Monod stammende Blattreste 
unter Beibehaltung des von Unger gegebenen Speziesnamens der 
Gattung Carex ein. Diese Zuteilung erfolgte auf Grund der Auf- 
findung von Früchten, doch ist nach Schenks Ansicht bei fossilen 
Glumifloren auch das Vorkommen von Blüten und Fruchtresten, das 
bei den Dikotylen oft die Zweifel an der Richtigkeit der bloß auf 
Blätter gegründeten Bestimmungen bannen hilft, für die sichere Er- 
kennung der Gattung kaum ausreichend. 

Die Identität der von den genannten Schweizer Fundorten 
stammenden Halme mit dem Halme von Parschlug sowie mit dem 
von A. Braun aus Oningen beschriebenen Cyperites latior stellt Heer 
als ungewiß hin. Später vereinigte Ettingshausen Halme aus 
dem Brandschiefer von Sobrussan mit Carex tertiaria Heer und nimmt 
hierbei Anlaß, gleichfalls der Meinung Ausdruck zu verleihen, daß 
die Identität von Carex tertiaria Heer und Oyperites tertiarius Ung. 
zweifelhaft sei. 

Die von Andrae mit der Art von Unger vereinigten Halme 
stellt Ettingshausen zu Carex Scheuchzeri Heer und es findet eine 
Berufung auf diese Ansicht auch bei Stur statt. (Beiträge zur Flora 
des Süßwasserquarzes, der Congerien- und dCerithienschichten im 
Wiener und ungarischen Becken.) 

In bezug auf die durchschnittliche Breite stimmen die Sinjaner 
Blattreste mit Carex tertiaria Heer gut überein. Auch der von Heer 
erwähnte Umstand, daß die Seitennerven verhältnismäßig breite Linien 
bilden, trifft bei den Halmen von Sinj zu. Ein kleiner Unterschied 
besteht vielleicht darin, daß diese letzteren um einen oder zwei Seiten- 
nerven weniger haben, als Heer für seine Carex tertiaria angibt. Die 
eine geringere Zahl von Seitennerven besitzenden fossilen Carex-Formen 
haben aber, soweit sie in bezug auf ihre durchschnittliche Blattbreite 
zum Vergleiche in Betracht kommen, auch einen weniger starken 
Mittelnerv als Carex tertiaria, da aber gerade die große Stärke der 
Mittelrippe für die Sinjaner Halme höchst bezeichnend ist, so kann 
man diese Halme doch nicht mit einer jener Arten vereinigen und 
wird in Carex tertiari« ihr nächstes Analogon erkennen. Eine Identi- 
fizierung mit dieser — wie aus dem Vorigen erhellt — im Neogen 
des mittleren Europa weit verbreitet gewesenen Pflanzenform er- 
scheint jedoch, solange der Nachweis von Früchten fehlt, nicht 
statthaft. 

. Würde es sich bei diesen Halmen nur um einen untergeordneten 
Florenbestandteil handeln, so wäre wohl ein Hinweis auf die nahe 
Verwandtschaft mit Carex tertiaria genügend. Die große lokalgeologische 
Bedeutung, welche die in Rede stehenden Monokotylenblätter haben, 
dürfte es aber gerechtfertigt erscheinen lassen, sie mit einer diese 
Bedeutung ausdrückenden, besonderen Bezeichnung zu versehen und 
sie mögen ’deshalb mit Bezug auf die wohlbegründete Vorstellung 
vom einstigen Bestande weit ausgedehnter Halbgrasformationen im 
Gebiete der heutigen Cetinaebene nach der antiken Cetina, dem 
Flusse Tilurus, benannt sein. 


Jahrbuch d, k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u, 4. Hft. (Dr, F,v. Kerner.) 77 


600 Dr. Fritz v. Kerner. [8] 


Chara sp. 
Taf. XV, Fig. 4. 


In derselben Gesteinszone, in welcher die Cyperites-Blätter vor- 
kommen, trifft man auch kleine stäbchenförmige Gebilde in großer 
Menge an. Die Breite derselben ist gewöhnlich 1 mm, gelegentlich 
weicht sie von diesem Mittelwerte um einige Zehntelmillimeter in 
dem einen oder anderen Sinne ab. Die Länge hält sich zwischen 
1), und 2 cm. Diese Gebilde sind entweder völlig flach oder schwach 
ausgehöhlt, rinnenförmig. Im letzteren Falle kann man sehen, daß 
es sich um Abschnitte von Hohlzylindern handelt, so daß auch die 
ebenflächigen Stücke als Teile flachgedrückter Hohlzylinder aufzu- 
fassen sind. Neben diesen Stäbchen trifft man häufig auch kleine, 
von einem Ring umgebene Löcher an, die sich als Querschnittfiguren 
der röhrenförmigen Gebilde erweisen. Gelegentlich kann man auch 
sehen, daß sich eine flache, offene Rinne in ein geschlossenes Röhrchen 
fortsetzt. 

Die in Rede stehenden Gebilde zeigen eine besondere Skulptur: 
sie sind von parallelen, feinen Riefen durchzogen, welche mit der 
Längsachse meist einen Winkel von zirka 20° einschließen. Nur selten 
sind sie dieser Achse nahezu parallel. Gelegentlich verlaufen sie 
nicht geradlinig, sondern schwach wellig. Diese Skulptur weist auf 
eine in hohen Schraubentouren die ursprünglichen Hohlzylinder um- 
kreisende Streifung hin. 

Auf Grund dieser Eigentümlichkeiten kann man mit Sicherer 
behaupten, daß es sich hier um Reste von Characeenstengeln handelt. 
Diese Stengelreste durchsetzen das Gestein in allen möglichen 
Richtungen, so daß sie nicht allein auf den Schichtflächen, sondern 
auch auf den Kluft- und Bruchflächen desselben in Längs-, Quer- und 
Diagonalschnitten in großer Zahl erscheinen. Sie heben sich vom 
blaßgelblichen Grunde mit lichtbräunlicher Farbe ab. 

Außer den Üyperites-Blättern und Öhara-Stengeln trifft man in 
derselben Gesteinszone auch viele Schneckenreste, unter welchen 
Fossarulus tricarinatus B. und Melanopsis cfr. misera B. reich ver- 
treten sind. Die Verteilung dieser verschiedenen Einschlüsse ist meist 
so, daß die Üyperites-Blätter, die Chara-Stengel und die Schnecken 
abwechselnd einzelne Gesteinslagen fast allein erfüllen, seltener so, 
daß sie auf denselben Gesteinsflächen zusammen angetroffen werden. 
Characeenfrüchte sind auf den von mir aus diesem Horizont ge- 
sammelten Mergelplatten nicht zu sehen; wohl aber finden sich 
solche auf mehreren, aus tieferen Horizonten stammenden Gesteins- 
stücken. 

In den Liegendmergeln der durch die eben besprochenen 
Fossilien wohlcharakterisierten Zone trifft man pflanzliche Einschlüsse, 
die in ihrer Erscheinungsform den Charenstengeln ähnlich, in ihren 
Dimensionen aber kleiner sind. Man sieht teils braune Fäden, teils 
offene, dünnwandige Kanälchen, teils endlich kleine, von einem 
schmalen braunen Saum umgebene spalt- oder punktförmige Öffnungen 
im Gestein. Es handelt sich demnach auch hier um ein System von 


[9] Neogenpflanzen vom Nordrande des Sinjsko polje in Mitteldalmatien. 60] 


zarten Röhrchen, um Reste einer Wasserpflanze mit fadenförmigen 
Vegetationsorganen, vermutlich um Algenreste. Eine nähere Be- 
stimmung ist jedoch nicht tunlich. Vielleicht würde eine sehr genaue 
Durchmusterung der diese Röhrchen führenden Mergelzone zur Auf- 
findung von eine Struktur zeigenden Exemplaren führen oder Frukti- 
fikationsorgane zutage fördern, welche auf die systematische Stellung 
dieser Pflanzenreste ein Licht werfen könnten. 

Die in Rede stehenden hohlen Fäden durchsetzen die Mergel 
im Liegenden der Cyperites- und Chara-Schichten in sehr großen 
Massen, und zwar scheint es, daß sie nicht ganz regellos in allen 
Richtungen des Raumes durcheinanderliegen, sondern die der Schich- 
tung parallelen Ebenen bevorzugen. Es zeigen nämlich die quer zur 
Schielhtung orientierten Gesteinsflächen parallel zu dieser eine feine 
braune Strichelung, welche durch Unmassen von in Längsansicht oder 
Längsschnitt erscheinenden Fäden bedingt ist. 


Damasonium Sutinae nov, sp. 
Taf. XV, Fig. 5. 


In den Liegendmergeln des kohlenführenden obersten Horizontes 
des Neogens im Sutinatale trifft man in großer Menge die Hohlab- 
drücke von sternförmigen Körperchen. Die Zahl der Strahlen, welche 
in diesen Hohlabdrücken als längliche, sehr kleine Grübchen erscheinen, 
ist zumeist sechs, selten fünf. Ihre Länge schwankt zwischen 0'7 und 
15 mm, so daß, da die Vereinigungsstelle der Strahlen nicht einem 
mathematischen Punkte entspricht und eine gewisse Ausdehnung be- 
sitzt, der Durchmesser der größten Sternchen etwa 4 mm erreicht. 
Verhältnismäßig selten sieht man völlig regelmäßig ausgebildete und 
wohlerhaltene Sternchen, oft sind sie etwas zusammengedrückt oder 
auch verzerrt, oder die strahlig angeordneten Grübchen sind nicht 
von gleicher Länge oder nicht in voller Zahl vorhanden. Auch iso- 
lierte Grübchen, beziehungsweise abgebrochene Strahlen sind recht 
häufig. Im Zentrum der Sternchen ist entweder eine kleine Erhaben- 
heit oder eine punktförmige Offnung zu erkennen. Die Grübchen be- 
sitzen eine dünne Wandung, welche im Querschnitte als ein den 
Grübcehenrand umgebender schmaler, ovaler Ring erscheint. Diese 
Wandung zeigt sich sehr fein granuliert. 

Es handelt sich bei diesen Sternchen jedenfalls um Hohlab- 
drücke von Früchtchen, bei denen eine Ablösung vom Stiel erfolgte. 
Diese Früchtchen besaßen 5—6 freie, am Grunde zusammenhängende 
Fruchtknoten. Hält man unter den Sumpf- und Wasserpflanzen Um- 
schau, so wird man die Familie der froschlöffelartigen Gewächse in 
erster Linie zum Vergleiche heranziehen; diese besitzen sechs oder 
mehr oberständige, am Grunde verwachsene Fruchtknoten und auf 
der Innenseite aufspringende Kapseln. Herrn Prof. Wettstein 
verdanke ich den besonderen Hinweis auf die Alismaceengattung 
Damasonium, und zwar speziell auf Damasonium Alisma, eine im 
Mediterrangebiete verbreitete Wasserpflanze, deren Früchtchen als 
sechsstrahlige Sterne abfallen und den in Rede stehenden Fossilien 


außerordentlich ähnlich sind. 
77* 


602 Dr. Fritz v. Kerner. [10] 


Fast durch die ganze Mergelserie des Sinjaner Neogens ver- 
breitet und in mehreren getrennten Horizonten zahlreich auftretend 
sind bandförmige, parallelnervige Pflanzenreste von 1/, bis 2 cm Breite 
und sehr variabler Länge, die bis über !/; m betragen kann. Von den 
Uyperites-Halmen unterscheiden sie sich scharf durch das Fehlen der 
für diese letzteren bezeichnenden Merkmale; sie haben keine oder 
nur eine sehr schwach vortretende Mittelrippe, sind von rostgelber, 
rotbrauner oder schwärzlichbrauner (nicht wie jene von ockergelber) 
Farbe und entbehren der den Öyperites-Halmen eigentümlichen glatten 
und glänzenden Beschaffenheit. 

Man hat es hier zumeist mit Blattresten von Rohr- und Schilf- 
gewächsen, zum Teil wohl auch mit Bruchstücken von Internodien 
der Schäfte dieser Sumpfpflanzen zu tun. Gelegentlich trifft man 
auch Stücke, welche querlaufende Wülste tragen und demzufolge 
mehrere Internodien umfassende Teilstücke von Schäften darstellen. 
Außerdem beobachtet man nicht selten kreisrunde oder ovale Scheib- 
chen von der ungefähren Größe eines Hellerstückes, welche sich in 
mehrere konzentrisch angeordnete, radiär gestreifte Ringe gliedern 
und von ziemlich regellos nach verschiedenen Richtungen ausstrahlenden 
und mehrfach hin- und hergewundenen schmalen Bändern umgeben 
sind. Diese Gebilde, welche man, wenn die von dem zentralen Scheib- 
chen rings ausstrahlenden Bänder sehr zahlreich, vielgewunden und 
ineinander verschlungen sind, mit kleinen Medusenhäuptern vergleichen 
könnte, treten manchmal zu mehreren in reihenförmiger Anordnung 
auf. Es handelt sich hier um Quer- und Diagonalschnitte von Rhizomen 
mit den sie wirtelig umgebenden Wurzelfasern. 

Manche dieser Gramineenreste sind insoweit gut erhalten, um 
— mit der stets gebotenen Reserve — ihre Einreihung in die Gattungen 
Arundo oder Phragmites erlaubt erscheinen zu lassen; viele gestatten 
aber keinerlei nähere Bestimmung. 

Diese Rohr-. und Schilfgewächse findet man im Neogen des 
Cetinatales in großer Zahl zunächst in einem engbegrenzten Horizont 
innerhalb der Mergelzone, welche von den früher besprochenen faden- 
förmigen Gebilden dicht erfüllt ist, besonders in den Steinbrüchen 
ober Milun und Milosevic ostwärts von Sinj; ferner im unmittelbar 
Liegenden von Cyperites-Halme führenden Bänken in dem Hohlwege, 
welcher von der Verliccaner Straße westlich von Grei& rechts abzweigt, 
weiters im unmittelbar Hangenden der Cyperites-Schichten am Nord- 
fuße des Ostrückens des SuSnevac (östlich von Süd-Jasensko), endlich 
in den dem jüngsten Teile des Sinjaner Neogens entsprechenden 
Schichten am Nordabhang des Rückens bei Bilic (westlich von Han). 
Im Neogen westlich von Sinj trifft man bandförmige Pflanzenreste, 
besonders zahlreich in den Mergelplatten am Ostende des kleinen 
flachen Rückens, welcher das Tal der Sutina vom Lutanebecken trennt. 


II. Reste von Landpflanzen. 


Die von mir im Neogen von Sinj gefundenen Reste von Land- 
pflanzen sind teils Koniferennadeln, teils Blätter von Laubhölzern. 
Diese Reste stammen aus drei verschiedenen Niveaux. 


[11] Neogenpflanzen vom Nordrande des Sinjsko polje in Mitteldalmatien. 603 


I. Ein erster Laubblätterhorizont ist in die untere Hauptgruppe 
des Neogenkomplexes eingeschaltet, welcher sich aus bunten Bänder- 
tonen mit sandigen Mergelzwischenlagen aufbaut. In diesen Schichten 
traf ich Blattreste nebst Koniferennadeln an drei Stellen, welche 
alle dem Neogenzuge angehören, der den Nordrand des Sinjsko polje 
begleitet. Zunächst auf der Ostseite des Weges, welcher sich ent- 
lang dem linken Ufer des kleinen Baches hinzieht, der zwischen den 
Hügeln ober Milosevic und Covid in die Cetinaebene mündet; ferner 
längs des Weges, welcher auf der Nordseite des Doppelhügeis ober 
Covic von der Straße von Sin nach Han abzweigt, endlich bei der 
kleinen Quelle in den Ravinen südöstlich von dem Gehöfte Suda 
(auf der Nordseite des Hügels ober Modri6). Die erstgenannten zwei 
Fundstellen gehören derselben, eine Strecke weit durch Weingärten 
dem Anblicke entzogenen Gesteinsbank an. Betreffs des drittgenannten 
Punktes läßt es sich nicht feststellen, ob er genau demselben Horizont 
wie die anderen zwei entspricht. 

II. Eine mittlere Laubblätter führende Zone sind die mit Oyperites- 
Halmen dicht erfüllten Plattenmergel und die zunächst unter ihnen 
liegenden Schichten. In dieser Zone fand ich einige wenige Blatt- 
reste innerhalb desselben Neogenzuges, in dessen unterer Abteilung die 
vorgenannten Punkte liegen, und zwar in den Steinbrüchen ober Milun 
und neben dem Lignitschurfe bei Modrid; ferner in dem Neogenzuge, 
welcher den vom SuSnevac nach Nord abgehenden Rücken aufbaut, bei 
den Hütten von Süd-Jasensko, endlich in den ungefähr gleichaltrigen 
Partien der Neogengebilde in dem Tälchen von Sladoja (bei Lu&ane). 

III. Ein dritter Blätterhorizont liegt innerhalb der oberen 
Plattenmergel, welche die flachen Rücken auf dem rechten Cetina- 
ufer aufbauen. Hier fand ich einige Blattabdrücke an der Straßen- 
schlinge ober Han und in dem Steinbruche bei Nord-Jasensko am 
Südrande der flachen Bodenwölbung zwischen dem Karakasicabache 
und der Cetina. Ungefähr gleichaltrig dürften jene Reste sein, welche 
man in den Mergeln beim Sinjaner Bahnhof sieht, und jene, welche 
in den dickbankigen Mergeln zwischen den unteren und den lignit- 
führenden oberen, an Dreissenen reichen Tonen westlich von Sinj 
vorkommen. In diesem Mergelhorizont fand ich Blattreste in den 
Ravinen ober Vucemilovic (Lucane) und an der Straße nach Mu6 
gleich neben dem riesigen Breccienblocke rechts von der Mündung 
des Bachaufrisses westlich von Pavie. 

Das die Pilanzenreste einschließende Gestein ist an dem erst- 
genannten Fundorte ein stark sandiger, lichtgelblichgrauer Mergel, an 
der Straßenschlinge ober Han ein sehr dünnplattiger, fast weißer 
Mergel und an den übrigen Fundstellen ein mehr oder minder harter, 
schwach sandiger oder ziemlich reiner Mergel von lichtgelber Farbe. 
Der Erhaltungszustand der Blattreste ist zumeist ein ziemlich un- 
günstiger. Am schlechtesten sind die im sandigen grauen Mergel 
liegenden, ‚am besten die im weißlichen Mergel eingebetteten er- 
halten. Bei ersteren ist nur der Hauptnerv, bei letzteren auch das 
feinere Geäder zu erkennen. 

Je kleiner eine Suite von versteinerten Blättern ist, desto 
größer scheint bekanntlich die Gefahr, daß man der Versuchung 


604 Dr. Fritz v. Kerner. [12] 


nicht widerstehen kann, sich auch um unbrauchbare Blattfetzen noch 
zu bemühen. Ich habe mich davor gehütet, dieser Versuchung zu 
unterliegen und habe auch bezüglich der der Untersuchung für wert 
erachteten Fragmente bei den Bestimmungen mit der Beifügung von? 
nicht gespart. Die Anzahl der beiseite gestellten Reste kommt jener 
der im folgenden beschriebenen beiläufig gleich. 


Taxodium distichum miocentcum Heer. 


Unger, Gen. et spec., pag. 351. 
. Schimper, Traite II, pag. 323. 


Der Hohlabdruck eines Zweigbruchstückes ohne Substanz. Er 
stammt aus den stark sandigen Mergeln am Bachrinnsale westlich 
von Covi£. ’ 


Pinus sp. 


Vereinzelte Föhrennadeln trifft man sowohl bei Covic als auch 
bei Suda nicht selten an. Am Wege nördlich von Covie fanden sich 
auch zwei Bruchstücke von dreinadeligen Büscheln und zusammen 
mit dem einen dieser Büschel auch ein männliches Blütenkätzchen 
einer Föhre. Grund und Spitze der Nadeln fehlen, so daß man über 
zwei für die Artbestimmung wichtige Umstände, die Beschaffenheit 
der Scheide und die Nadellänge, keinen Aufschluß erhält. Unter 
den zum Vergleiche zunächst in Betracht zu ziehenden fossilen Pinus- 
Arten hat Pinus taedeformis Ung. eine analoge Nadelbreite. 

Erwähnt mag sein, daß Heer von dieser Art angibt, daß sie 
an ihrem Schweizer Fundort zumeist in einzelnen Nadeln und selten 
in Büscheln vorkommt, doch wird man das vorhin erwähnte analoge 
Verhalten der Sinjaner Föhre nicht etwa als ein Argument für. ihre 
Zugehörigkeit zu jener Art ins Treffen führen wollen. Das Blüten- 
kätzchen ähnelt dem in Ungers Flora von Kumi, Taf. II, Fig 11, ab- 
gebildeten von Pinus holothana. 


Myrica oeningensis Al. Br. sp. 


Unger, Gen. et spec., pag. 394. 
Schimper, Traite II, pag. 557. 


Ein ziemlich gut erhaltenes Blättchen, das keine Anzeichen 


einer sehr derben Textur erkennen läßt und mit größerem Rechte für 
eine Myricacee mit foliis pinnati-partitis als für eine Dryandra anzu- 
sehen ist. Die Loben sind stark nach vorn geneigt und von zwei 
Nerven durchzogen, Merkmale, die auf obige Art hinweisen. Das 
Blättehen zeigt den Habitus der in Heers Tertiärflora, Taf. LXX, 
Fig. 1—4, abgebildeten Exemplare; auch bezüglich der vollkommen 
erhaltenen Blattspitze stimmt es mit diesen überein, nicht. aber mit 
dem in Ungers Sotzkaflora, Taf. VIII, Fig. 3, dargestellten Fragmente 


von Parschlug, dessen Zugehörigkeit zu Myrica oeningensis von Heer 


bezweifelt wird, obwohl Unger anderseits angibt, daß es zu Alex. 
Brauns Handzeichnung von Comptonia  oeningensis sehr gut passe. 


[13] Neogenpflanzen vom Nordrande des Sinjsko polje in Mitteldalmatien. 605 


Ich erwähne dieses Umstandes, weil sonst — da die Sinjaner 
Flora Beziehungen zu jener von Parschlug erkennen läßt und die 
Feststellung der den beiden Fundorten gemeinsamen Arten von Be- 
deutung ist — die Einreihung von Myriea oeningensis unter diese 
Arten erfolgen würde und somit etwas Zweifelhaftes als gesichert an- 
genommen würde. Betreffs der Größe seiner Loben steht das in Rede 
stehende Blättchen den von Heer abgebildeten Blättern nicht unbe- 
deutend nach. 

Dieses Fossil ist der einzige Dikotylenrest, der sich in den mit 
Resten von monokotylen Sumpfgewächsen und mit Fossarulus-Gehäusen 
dicht erfüllten Plattenmergeln bei Sladoja zeigte. 


Betula sp.? 


Der mittlere Teil einer Blattspreite, deren ziemlich gut erhaltene 
Nervatur auf die Familien der Betulaceen und Cupuliferen hinweist. 
Das Fehlen der Blattränder und der Blattbasis schließt eine sichere 
Zuteilung zu einer der zunächst hier in Betracht zu ziehenden Gat- 
tungen Befula, Alnus und Corylus aus. Dieses Blattfragment befindet 
sich mit zwei sehr schlecht erhaltenen Abdrücken von ovallanzettlichen 
Blättern auf einem tuffartig porösen Mergelstücke, welches viele Hohl- 
abdrücke von Fossaruliden enthält und in den Ravinen ober Vucemi- 
lovic gesammelt wurde. 


Castanea Kubinyi Kov.? 
Schimper, Traite II, pag. 610. 


Ein Blattrest, der — obwohl sehr unvollständig -- doch mit 
großer Wahrscheinlichkeit auf diese Art bezogen werden kann. Er 
stammt aus den Ravinen zwischen Suda und Modric. 


Fieus tiliaefolia Al. Br. sp.? 
Unger, Gen. et spec., pag. 447. 
Schimper, Trait@ II, pag. 746. 

Ein asymmetrisches Blatt, dessen Habitus auf diese Art hinweist, 
bei dem jedoch die Eintrittsstelle des Blattstieles in die Spreite nicht 
erhalten ist, so daß seine Zugehörigkeit zu Phaseolites oeningensis nicht 
ganz ausgeschlossen werden kann. Nach Heer soll sich die letztere 
Art durch den an seiner Eintrittsstelle in die Lamina knotig ver- 
dickten Blattstiel und durch die gleiche Zahl der beiderseitigen Basal- 
nerven sowie durch häutige Beschaffenheit von der vorigen unter- 
scheiden. An unserem Blatte lassen sich in der Anfangsregion des 
Mittelnerven nur zwei Paare von seitlichen basalen Nerven feststellen. 
Der Abgang eines schwachen untersten unpaarigen Basalnerven auf 
der breiteren Blattseite scheint zwar angedeutet, vom weiteren Ver- 
laufe eines’Nerven ist jedoch dort nichts mehr zu sehen. Das vor- 
liegende Blatt ist nicht streng handnervig, da das zweite Paar der 
seitlichen Hauptnerven schon 2 mm oberhalb der Ursprungsstelle des 
ersten Paares abgeht und somit im strengen Sinne des Wortes nicht 
mehr als ein Paar von Basalnerven bezeichnet werden kann. Bei den 


606 Dr. Fritz v. Kerner. [14] 


atypisch entwickelten schmalen Blättchen, welche in Heers Tertiär- 
flora, Taf. LXXXII, Fig. 3, 5, 8 und 12, zur Darstellung gebracht 
sind, am deutlichsten bei Fig. 5, ist ein solches höheres Abgehen des 
zweiten oder dritten Paares von seitlichen Basalnerven gleichfalls zu 
bemerken und somit ein Übergang zur Fiedernervigkeit vorhanden. 
Es entspricht dieses Verhalten der von den Autoren wiederholt her- 
vorgehobenen Polymorphie der Blätter von Ficus tiliaefolia. 

Uber die Textur, die bei der Differentialdiagnose zwischen Ficus _ 
tiliaefolia und Phaseolites oeningensis gleichfalls in Betracht zu ziehen 
ist, läßt sich bei dem in Rede stehenden Blatte — da es nicht in 
Substanz erhalten ist — kein sicheres Urteil fällen; doch scheint es, 
daß dasselbe nicht von zarter Konsistenz war. Es würde dies gegen 
seine Zugehörigkeit zu Phaseolites oeningensis sprechen und noch mehr 
gegen eine Deutung des Sinjaner Blattes als Blattfieder jener von 
Unger beschriebenen Leguminosen, welche hinsichtlich der Blattform 
gleichfalls zum Vergleiche heranzuziehen wären, in deren Diagnosen 
aber die Worte „foliolis tenue membranaceis“ aufgenommen 
sind. Es sind dies Phaseolites oligantherus und Dolichites mazximus. 
Eine nahe Verwandtschaft des Sinjaner Restes mit diesen beiden Arten 
ist allerdings schon wegen der Verschiedenheit der Nervation nicht 
anzunehmen. Es besitzen diese beiden im zweiten Teil der Sylloge 
beschriebenen und dargestellten Phaseoleenblätter nur ein Paar von 
seitlichen Basalnerven und diese schließen mit dem Mittelnerv spitzere 
Winkel ein als die äußeren seitlichen Hauptnerven bei Ficus tiliaefolia. 


Das in Rede stehende Fossil wurde auf dem Rücken ober Gr£ie 
westlich von dem dort aufragenden bizarren Felsriff aufgelesen. Es 
ist der am besten erhaltene Blattrest aus dem mittleren Blätter- 
horizont. 


Cinnamomum Scheuchzeri Heer. 
Schimper, Trait& II, pag. 840. 


Ein nahezu vollständig erhaltenes Blatt von der vorn spitz zu- 
laufenden, dem Ü. lanceolatum sich nähernden Form, welche in Heers 
Tertiärflora, Taf. CXI, Fig. 10 (Blatt links) und in Fig. 16 (beide 
mittlere Blätter) zur Darstellung gebracht ist. Auffällig ist die große 
Distanz: 9 mm, der Ursprungsstellen der beiden basilären Seitennerven. 
Da der untere derselben auch schon 11 mm oberhalb der Blattbasis 
entspringt, ist die Abgangsstelle des oberen 2 cm weit in die Blatt- 
spreite hinaufgerückt. Ein relativ hoher Abgang des ersten Seiten- 
nerven findet sich bei den in Heers Tertiärflora, Taf. CXI, Fig. 11b, 
in Webers Tertiärflora, Taf. III, Fig. 8 und m Ludwigs Tertiärflora 
der Wetterau, Taf. XLI, Fig. 8, abgebildeten Zimtbaumblättern. Dort 
folgt aber schon in geringem Abstande die Ursprungsstelle des zweiten 
oder es ist, wie bei dem ersterwähnten Blatte, Gegenständigkeit der 
basalen Seitennerven vorhanden. 

Unser Blatt stammt von der Fundstelle bei A Von einem 
am Wege bei Covid@ aufgesammelten Blattrest läßt sich nur erkennen, 
daß er einer der schmalblättrigen Cinnamomum-Arten angehört, aber 
keine spezifische Bestimmung machen. Hinsichtlich ihrer Zugehörigkeit 


[15] Neogenpflanzen vom Nordrande des Sinjsko polje in Mitteldalmatien. 607 


zu Cinnamomum höchst zweifelhaft sind der eine der beiden Blatt- 
abdrücke, welche sich auf dem Mergelstücke mit dem vorerwähnten 
vermeintlichen Birkenblättchen vorfanden, und ein Blattfetzen, der vom 
Fundorte beim Bache westlich von Covid stammt. 


Dryandroides lignitum Ung. sp 


Unger, Gen. et spec., pag. 402. 
Schimper, Traite II, pag. 541. 

Der obere Teil eines Blattes samt Spitze, welcher sehr feine 
Sekundarnerven erkennen läßt und somit die Differentialdiagnose 
zwischen den beiden habituell übereinstimmenden Arten D. hakeaefolius 
und D. lignitum ermöglicht. 

Das Fossil stammt von dem Fundorte bei Suca. Auf der schiefen 
Felsfläche, welche den wiederholt genannten Weg bei Covi6 links be- 
gleitet und der oberen Schichtfläche jener blätterführenden Mergelbank 
entspricht, welche im Bachrinnsale weiter westwärts gleichfalls auf- 
geschlossen ist, befand sich, als ich diese Stelle auszubeuten trachtete, 
unter anderem auch der schöne Abdruck eines lanzettlichen, gezahnten 
Blattes, dessen genaue Untersuchung eine Zuteilung desselben zu einer 
Myrica-, Quercus- oder Dryandroides-Art ergeben hätte. Leider ging 
das Blattfossil bei dem Versuche, es zu gewinnen, ganz in Trümmer. 


Myrsine Endymionis Ung. 
Schimper, Traite II, pag. 927. 

Die rechte Hälfte eines Blattes abzüglich der Spitze. Es stimmt 
in Größe, Form und Nervatur ganz mit jenen Blattfossilien überein, 
welche bei Unger, Syll. III, Taf. VII, Fig. 12, und Ettingshausen, 
Flora von Sagor IH, Taf. XII, Fig. 17 und 18, unter obigem Namen 
abgebildet sind. Die von Unger aus Kumi beschriebenen Chryso- 
phyllen (Ohr. atticum und Oh. olympicum) kämen in zweiter Linie zum 
Vergleiche in Betracht. Dieser Blattrest stammt von der Straßenschlinge 
ober Han. 


Bumelia Oreadum Ung. 


Unger, Gen. et spec., pag. 435. 
Schimper, Trait@ II, pag. 940. 

Ein Blättchen, welches in Form, Größe und Nervatur mit den 
von Heer und Schimper nicht zu Sapotacites minor gezogenen und 
bei obiger Art belassenen, auf Taf. XXL, Fig. 7, 9 und 14 in Ungers 
Sotzkaflora abgebildeten Blattfossilien sehr gut übereinstimmt. Es 
stammt von derselben Stelle wie das vorige. 


Diospyros lotoides Ung. 
4 
Schimper, Traite II, pag. 951. 


Ein breitlanzettliches Blatt mit stark gewelltem Rand, das aber, 
um für ein Lorbeerblatt zu gelten, zu regelmäßig angeordnete und 
zu zahlreiche Seitennerven hat. Diese zeigen die Eigentümlichkeit, in 


Jahrbuch d.K.k. geol. Reiclisanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (Dr, F, v. Kerner.) 78 


608 Dr. Fritz v. Kerner. [16] 


flachen, gegen den Mittelnerv konvexen Bogen von diesem zu ent- 
springen, so daß gewissermaßen die Winkel, unter welchen der Abgang 
der Seitennerven erfolgt, spitzer sind als jene, welche die Seiten- 
nerven selbst mit dem Mittelnerv einschließen. Die genannten beiden 
Eigentümlichkeiten finden sich bei den in Ungers Sylloge III, Taf. X, 
unter der Bezeichnung Diospyros lotoides abgebildeten Blattfossilien 
vereint. Die Welliskeit des Randes, welche besonders bei Fig. 5 und 
71. e. sehr stark hervortritt, erwähnt zwar Unger selbst nicht, wohl 
aber Schimper. Die zweitgenannte Eigenschaft, welche bei Blättern 
andeutungsweise nicht selten, in deutlicher Entwicklung aber nicht 
serade häufig vorkommt, findet sich weder in Ungers kurzer noch 
in Schimpers erweiterter Diagnose hervorgehoben. (Die Worte: 
„sub angulo plus minus acuto emissis“ können sich darauf wohl nicht 
beziehen.) Da der Zeichner von Taf. X im dritten Teil der Sylloge 
somit von Unger wohl nicht den Auftrag erhalten hatte, jenen Befund 
speziell zu markieren und auch kein Grund für die Annahme vor- 
handen ist, daß jener Zeichner die Abgangsweise der Seitennerven 
nur zufällig und ohne Absicht so gezeichnet habe, wie er es tat, darf 
man vermuten, daß es sich hier um ein Nervationsdetail gehandelt 
hat, welches auffällig genug war, um dem ganz Unbefangenen bei der 
Tendenz eine naturgetreue Darstellung zu liefern, nicht zu entgehen. 

Dieser bogige Abgang der Sekundarnerven ist nun bei dem in 
Rede stehenden Blatte gleichfalls deutlich zu bemerken und scheint 
mir im Vereine mit der Welligkeit des Randes und der sonstigen 
habituellen Ubereinstimmung mit Diospyros lotoides eine Zuteilung 
unseres Blattes zu dieser Art vollkommen zu begründen. Sein Fundort 
ist die Straßenschlinge ober Han. 


Rhododendron cfr. megiston Ung. 


Unger, Gen, et spec., pag. 440. 
Schimper, Traite III, pag. 19. 

Ein seiner Spitze beraubter Blattrest, dessen Nervatur sehr gut 
erhalten ist. Dieselbe zeigt alle jene Eigentümlichkeiten, welche 
Ettinghausen in seinen Blattskeletten der Dikotyledonen als für 
Rhododendronblätter charakteristisch angibt. Das Blättchen zeigt mit 
dem dortselbst Taf. XXXVIII, Fig. 10 zur Abbildung gebrachten Rh. 
azaloides Desf. große Ähnlichkeit. Unter den fossilen, aus benachbarten 
Floren beschriebenen und daher zum Vergleiche zunächst in Betracht 
kommenden Formen ist in erster Linie Ph. megiston zu nennen. Be- 
sonders mit Fig. 15 auf Taf. XII, Syll. III, ist in bezug auf Form und 
Nervatur eine große Ähnlichkeit vorhanden, doch ist das dalmatinische 
Blättehen nicht viel mehr als halb so groß. Auch mit Rh. Haueri Ett. 
besteht eine Analogie in Form und Nervenverlauf, der Größenunterschied 
ist hier aber noch bedeutender. ZBh. alcyonidum Ung. steht wegen 
seiner parallelen Sekundarnerven außer Vergleich, ebenso Ah. flos 
Saturn? Ung. und Fh. Uraniae Ung., welche beide auch mehr gegen die 
Blattmitte zu am breitesten sind und nicht die bei unserem Blatte und 
bei Zrh. megiston (besonders bei Fig. 18 und 17 l.c.) stark ausgeprägte 
Verschiebung der größten Breite auf das obere Blattdrittel zeigen. 


[17] Neogenpflanzen vom Nordrande des Sinjsko polje in Mitteldalmatien. 609 


Da ein Größenunterschied, sofern er nicht allzu bedeutend 
scheint, für sich allein kein ausreichender Grund zu einer Arten- 
trennung ist, kann unser Blatt wohl zu Rh. megiston gestellt werden, 
obschon eine spezifische Identifizierung in einem Falle, in welchem 
der Speziesname gerade jene, wenn auch unwichtige Eigenschaft aus- 
drückt, durch deren Mangel oder unzureichenden Besitz sich das zu 
bestimmende Blatt von dem zum Vergleiche herangezogenen unter- 
scheidet, Bedenken erregen könnte. Auch dieses Blatt stammt vom 
Fundorte bei Han. 


Juglans acuminata Al. Br. 


Unger, Gen. et spec., pag. 468. 
Schimper, Traite III, pag. 239- 

Ein hinsichtlich der Form symmetrisches Blatt, bei dem jedoch 
die Abgangswinkel der Sekundarnerven links nur 50°, rechts dagegen 
80° betragen und auch die Stärke dieser Nerven auf der linken Seite 
viel geringer ist als auf der rechten. Es handelt sich somit um eine 
seitliche Blattfieder. Dieses Nußblatt ist das relativ am günstigsten 
erhaltene Fossil, das mir der Fundort am Wege bei Covi& lieferte. 


Cassia hyperborea Ung.? 


Unger, Gen. et spec., pag. 492. 
Schimper, Traite III, pag. 384. 

Ein fast ganz erhaltener Abdruck, der jedoch die Nervation 
nicht erkennen läßt. Die Form ist die eines unterhalb der Mitte 
breitesten, schwach ungleichseitigen und schwach gekrümmten Blattes. 
Man ist geneigt, bei mittelgroßen Blattresten dieser Form zunächst 
an Sapindus zu denken; für eine Sapindus-Blattfieder scheint der in 
Rede stehende Rest jedoch in dem Verhältnisse zu seiner Breite etwas 
zu kurz, wenn auch gelegentlich noch Blätter von analoger Form 
einer Zuteilung zu Sapindus unterlagen, so 8. cupanoides Ktt. Bilin, 
Taf. XLVU, Fig. 3. Zudem wird man auf Sapindus nur erkennen, 
wenn die Nervatur erhalten ist. Darum scheint es näherliegend, an 
ein großes Fiederblättchen von Cassia zu denken, zumal an Cassia 
hyperborea. Von Unger werden auf Taf. XLIII—XLV der Sotzkaflora 
und von Ettingshausen auf Taf. XX der Sagorflora II auch noch 
Blätter zu Cassia gezogen, deren Länge und größte Breite diejenige 
unseres Fossils erreicht. Es stammt vom Fundorte bei Nord-Jasensko. 

Ein anscheinend membranöses Blättehen mit leicht gebogenem 
Mittelnerv und spärlichen zarten Seitennerven, die beiderseits unter 
etwas verschiedenen Winkeln abgehen, dürfte gleichfalls zu Cassia 
hyperborea zu stellen sein. Es wurde beim Bohrloche von Modri6 auf- 
gefunden. 

Sehr fraglich ist eine gleiche Deutung für ein ebenfalls schwach 
gekrümmtes und schwach ungleichseitiges zartes Blättchen, welches 
in den Cyperites-Schichten am Ostrücken des Susnevac zum Vor- 
schein kam. 

Unter jenen Resten, bei welchen weder eine spezifische noch 
eine generische Bestimmung möglich scheint, befinden sich außer 

er 


610 Dr. Fritz v. Kerner. - [18] 


mehreren schlecht oder mangelhaft erhaltenen ovalen und breitlanzett- 
lichen Blattspreiten auch drei Exemplare von vielleicht zu einer Art 
gehörigen kleinen schmalen Blättehen mit starkem Mittelnerv und ohne 
sichtbare Seitennerven. Sie scheinen keine Fielerblättechen von Legu- 
minosen zu sein und gehören wohl in die Gruppe jener kleinen Blatt- 
fossile, von denen einige von Unger zu den Celastreen, andere zu 
den Iliceen, wieder andere zu den Rhododendreen gestellt wurden. 
Das am günstigsten erhaltene der drei Blättchen stimmt in Form und 
Größe ganz mit dem in Syll. III, Taf. XII, Fig. 23 als Azalea proto- 
gaea abgebildeten kleinen Blatte überein, scheint aber lederartig ge- 
wesen zu sein, während Ungers Blättchen membranös ist. 


Die bisher gefundenen Reste der neogenen Landflora von Sinj 
sind demnach: 


Taxodium distichum miocenicum Heer 
Pinus sp. 

Myrica oeningensis Al. Br. sp. 
Betula sp.? 

Castanea Kubinyi Köv.? 

Ficus tiliaefolia Al. br. sp.? 
Cinnamomum Scheuchzeri Heer 
Dryandroides lignitum Ung. sp. 
Myrsine Endymionis Ung. 
Bumelia oreadum Ung. 
Diospyros lotoides Ung. 
Rhododendron cfr. megiston Ung. 
Juglans acuminata Al. Br. 
Cassia hyperborea Ung.? 


Von diesen entfallen auf den unteren Pflanzenhorizont: 


Taxodium distichum miocenicum Heer 
Pinus sp. 

Castanea Kubinyi Kov.? 
Oinnamomum Scheuchzeri Heer 
Dryandroides lignitum Ung. sp. 
Juglans acuminata Al. Br. 


Auf den mittleren Horizont: 


Myrica oeningensis Heer 
Fiecus tiliaefolia Al. Br. sp.? 
Cassia hyperborea Ung.? 


Auf den oberen Horizont: 


Pinus sp. 

Betula sp.? 

Myrsine Endymionis Ung. 
Bumelia Oreadum Ung. 
Diospyros lotoides Ung. 
Rhododendron cfr. megiston Ung. 
Cassia hyperborea Ung.? 


[19] Neogenpflanzen vom Nordrande des Sinjsko polje in Mitteldalmatien. 611 


Es handelt sich hier um Pflanzenarten, welche zum größeren 
Teil bis in das jüngere Neogen hinauf gefunden werden, anderseits 
aber schon im obersten Paläogen vorkommen. 

Es gilt dies von Taxodium distichum miocenicum, Ficus tiliae- 
Folva, Cinnamomum Scheuchzeri, Dryandroides lignitum, Bumelia Oreadum, 
Juglans acuminata und Cassia hyperborea. Die Arten: Myrica oenin- 
gensis, Castanea Kubinyi und Rhododendron megiston reichen weniger 
tief hinab, Myrsine Endymionis und Diospyros lotoides weniger hoch 
hinauf als die vorher genannten. 


Ein Vergleich mit den aus einigen teils ungefähr gleichaltrigen, 


teils älteren Lokalitäten benachbarter Gebiete bekannt gewordenen 
Listen von fossilen Pflanzen ergibt: 


| 
ale 
nee 
Prim] a a = on 
a = n an [b} = > 
= en | 8 See ee en S 
oO > oO „d .— o an o© © -— 
Zr ae a I a = a a hr RE 
S z 3 N = er3 S 3 = © 
at al > SZ N (de) u 5 N 03) 
Taxodium distichum . . ..| + +\-=- | +l1- | —- 1 + ae, 
Myrica oeningensis .... .| - | - | - | - | —- | — p) DER |IrEE 
Castanea Kubinyi.....|-  +|\-|+I+!1!+1-|- | +1+ 
Breusstiliaefoha el la Bade 
Cinnamomum Scheuchzeri .| — | +|+|—- | +!|-|-|+),+]| — 
Dymamdroides: ugnitum. ', I | — | Aalen Ze Nee len 
Myrsine Endymionis .. .|-— | — ı — | - | -|=-|—- /)+|%1[- 
Bumelia Oreadum. . .. .|— !- | +1|?)| —-'!'+|-|ı+|/+|J+ 
Dinspunosi.ldtoides:. |. sl TE I I ee 
Rhododendron megistn . .\— | — | -|-|-|—-| - | +]1-|- 
aglins acuminata FE er) Eee 
Beunyperböorea. cl. | I || Zee + 


Durch einen solchen Vergleich kann die genaue Kenntnis des 
Alters der Sinjaner Flora aus dem Grunde kaum gefördert werden, 
weil zwei hierzu erforderliche Vorbedingungen fehlen: die angenäherte 
Vollständigkeit der Kenntnis der zu beurteilenden und der zum Ver- 
gleiche heranzuziehenden Floren. Bekanntlich kann das Alter tertiärer 
Floren nur in beschränktem Maße aus dem Vorkommen oder Fehlen 
bestimmter Arten erschlossen werden. Es spielt das Stärkeverhältnis, in 
welchem die verschiedenen Pflanzenfamilien an der Zusammensetzung 
einer fossil&n Flora Anteil nehmen, bei der Abschätzung des Alters 
dieser Flora eine wichtige Rolle. Die Feststellung dieses Stärke- 
verhältnisses ist aber nur bei einem an Art- und Individuenzahl sehr 


1) Sapotacites minor. 


612 Dr. Fritz v. Kerner. | [20] 


reichen Pflanzenmaterial möglich. So kommt es, daß sich aus vorigem 
das widersinnige Resultat ergeben würde, daß die Sinjaner Flora mit 
der zeitlich fernstehenden Flora von Sagor mehr als viermal so viel 
Arten als mit der zeitlich nahestehenden Flora von Pago teile. Nähme 
man auf die sehr große Verschiedenheit der Zahl der aus Sagor und 
aus Pago bekannt gewordenen tertiären Pflanzen Rücksicht, so ergäbe 
sich die paläofloristische Verwandtschaft zwischen Sin] und Pago 
allerdings als dreizehnmal so groß als jene zwischen Sinj und Sagor, 
allein die Umstände, welche auf den Verwandtschaftsgrad zweier 
tertiärer Floren Einfluß nehmen, sind zu ınannigfaltig, als daß dieser Grad 
durch solche Rechnungen ermittelt werden könnte. Die angenäherte 
gleiche Vollständigkeit der Kenntnis der miteinander zu vergleichen- 
den fossilen Floren ist aber nur die Vorbedingung für eine genaue 
Abschätzung ihrer Altersbeziehungen. Bekanntlich hängt die Zusammen- 
setzung eines Waldbestandes auch von seiner örtlichen Lage ab. Die 
Flora südlich exponierter, windgeschützter Abhänge wird (in mittleren 
und höheren Breiten) in der Tertiärzeit eine etwas andere gewesen 
sein als jene schattiger und relativ kühlen Lüften ausgesetzter Nord- 
abhänge. Die Gefahr, bei der Beurteilung eines relativ mehr sub- 
tropischen oder tropischen Vegetationscharakters geschützte Lage mit 
höherem Alter zu verwechseln, wird immer dann bestehen, wenn die 
vorliegenden fossilen Pflanzen nur von einer Lokalität herstammen und 
wenn zwischen der Zeit, in welcher jene Pflanzen lebten, und der 
Gegenwart noch gebirgsbildende Vorgänge stattgefunden haben, so daß 
man über die orographische Lage, welche die Fossilfundstätte in jener 
Zeit besaß, keine sichere Erkenntnis gewinnen kann. Es kann aber 
eine Flora auch bei analogen äußeren Verhältnissen einen südlicheren, 
beziehungsweise älteren Anstrich haben als eine ihr gleichaltrige, so 
daß der Verwandtschaftsgrad keinen sicheren Maßstab für die Alters- 
ähnlichkeit abgibt. In unserem Falle kommen diese Fehlerquellen 
zweiter Ordnung aber gar nicht in Betracht, da schon die Kleinheit 
der Zahl der aus der fraglichen fossilen Flora und aus den in erster 
Linie zum Vergleiche heranzuziehenden Nachbarfloren bekannten Arten 
eine nähere Diskussion von Altersbeziehungen ausschließt. 


Die Fischotolithen des österr.-ungar. Tertiärs. 


II. Maeruriden und Beryeiden. 


Von R. J. Schubert. 


Mit zwei Lichtdrucktafeln (Nr. XVI, XVII) und 4 Zinkotypien im Text. 


In diesem zweiten!) Teile beschreibe ich die mir bisher zu- 
gänglichen Otolithen aus den Familien der Macruriden und Bery- 
ciden, da mir von diesen beiden, wie ich mir gar wohl bewußt bin, 
verwandtschaftlich weit voneinander entfernten Gruppen ein reicheres 
Material an Arten und Individuen vorliegt. Nebst dem Material aus 
der Sammlung der k. k. geologischen Reichsanstalt und des k. k. 
naturhistorischen Hofmuseums, das mir wie beim I. Teile zu Gebote 
stand, fand ich hierhergehörige Formen auch in der paläontologischen 
Sammlung der Universität, deren Durchsicht mir Herr Dr. v. Arthaber 
ermöglichte. Die Hauptmasse der Macruriden, auch viel Beryeiden 
stellte mir Herr Oskar R. v. Troll zur Verfügung, eine kleinere 
Suite verdanke ich auch Herrn Dr. med. Hans Maria Fuchs in Vöslau. 
Außerdem fand ich selbst vereinzelte Otolithen in Schlammrückständen 
von Tegelproben, die ich den Herren Bergrat Dr. Teller, Dr.Dreger 
und Dr. Abel verdanke und selbst sammelte. Ich danke allen Herren, 
die mich durch Überlassung von Material unterstützten, wärmstens. 
Desgleichen spreche ich meinem hochverehrten Lehrer Herrn Prof. 
Koken für die Liebenswürdigkeit, mit welcher er mir seine sämt- 
lichen Otolithenskizzen zur Vergleichung überließ, meinen besten 
Dank aus. 

Von rezenten Fischotolithen konnte ich außer Adriaformen, die 
mir hier wenig nützten, vor allem die Abbildungen von Macruriden 
und Hoplostethus, die L. Vaillant in seinem Berichte über die vom 
Travailleur und Talisman gesammelten Tiefseefische gab, be- 
nutzen, die mir für die Beziehung vieler miocäner Otolithen auf ver- 
wandte rezente Formen von großem Werte waren. Außerdem hatte 
Herr Universitätsdozent Dr. H. Joseph vom zoologischen Institut die 
Liebenswürdägkeit, mir einige Otolithen von Macrurus rupestris zu 
überlassen, ‘wofür ihm bestens gedankt sei, und eine reiche Suite 
englischer Formen verdanke ich Herrn B.B. Woodward in London. 


1) Siehe dieses Jahrbuch 1901, Bd. 51, pag. 301—316, Taf. X. 
Jahrbuch d.k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (R. J. Schubert.) 


614 R. J. Schubert. [18] 


Leider wird von seiten der Zoologen wenig Wert auf die Otolithen 
gelegt und mir wurde, als ich um rezentes Vergleichsmaterial an- 
suchte, wiederholt die Ansicht von der Unbrauchbarkeit der Otolithen 
zur spezifischen Abtrennung ausgesprochen. Gleichwohl bin ich gleich 
Koken von dem großen diesbezüglichen Werte der Otolithen über- 
zeugt. Allerdings verändert sich der Otolith im Laufe des Wachstums 
nicht unerheblich, indem die in der Jugend oft reiche Skulptur im 
Alter verschwindet oder weniger reich vorhanden ist, ja bisweilen 
ändert sich die ganze Gestalt, indem sie nach der Länge oder Höhe 
zunimmt. Außerdem kommt manchen Merkmalen, so besonders der 
Dorsalpartie infolge der großen Variabilität ein bedeutend geringerer 
Wert zu, als zum Beispiel dem Sulcus acusticus, wie schon Koken 
hervorhob. Nebst diesen Schwankungen innerhalb einer und derselben 
Art erschwert auch noch ein anderer Umstand eine richtige natur- 
gemäße Auffassung, beziehungsweise Trennung der Otolithen nach 
Arten, daß nämlich nahe verwandte Arten nach den Otolithen nicht 
mit Sicherheit trennbar zu sein scheinen. Diesbezüglich hatte ich Ge- 
legenheit, in Triest zahlreiche CUrenilabrus-Individuen zu untersuchen ; 
ich konnte klar erkennen, daß manche Arten nach den Otolithen 
fast: nicht mit Sicherheit zu unterscheiden waren, andere dagegen 
sich schärfer von den übrigen abhoben. Wenn man jedoch bedenkt, 
daß die betreffenden Crenilabriden der Adria sehr nahe verwandt 
sind und zumeist nur durch die Zeichnung sich unterscheiden, ja 
zum Teil selbst für den Zoologen schwer zu trennen sind, so wird 
man wohl die Ungenauigkeit, einen Komplex sehr nahe stehender 
Fische als eine umfassendere Art zu bezeichnen, nicht allzusehr ver- 
urteilen dürfen, zumal wenn man bedenkt, daß die Otolithen vielfach 
die einzigen Reste innerhalb großer Mergelmassen sind, die von oft 
reichen interessanten Fischfaunen Kunde geben. Und schließlich ist 
es doch gewiß wertvoller, mit Gewißheit das Vorhandensein be- 
stimmter Familien und Gruppen auf Grund von OÖtolithen zu 
kennen, als, wie es sonst leider bei fossilen Fischen oft der Fall ist, 
nur einen Speziesnamen mit Gewißheit zu kennen, in bezug 
auf die verwandtschaftlichen Verhältnisse jedoch im unklaren zu sein. 

Die Irrtümer in der spezifischen und generischen Abgrenzung 
und Zuteilung, welche aus den im vorstehenden erörterten Schwierig- 
keiten infolge der Variabilität innerhalb einer Art und der Ähnlichkeit 
der Otolithen nahe verwandter Formen resultieren, werden erst dann 
vermieden oder möglichst beschränkt werden können, wenn die rezenten 
Fischformen diesbezüglich gründlich untersucht sein werden, was 
leider in absehbarer Zeit wenig zu erhoffen ist. 


Macruriden. 


Die überwiegende Mehrzahl der im folgenden beschriebenen 
und zu dieser Familie gestellten Formen stammen aus dem schlier- 
ähnlichen Tegel von Walbersdorf bei Mattersdorf in Ungarn (nahe 
der niederösterreichischen Grenze). Infolge der gründlichen Unter- 
suchungen von L. Vaillant über rezente Tiefseefische (Expeditions 
scientifiques du Travailleur et du Talisman pendant les annees 


[19] Die Fischotolithen des österr.-ungar, Tertiärs, 615 


1880, 1881, 1882 und 1883. Poissons par L. Vaillant, Paris 1888), 
wobei auch die Otolithen zahlreicher Formen beschrieben und ab- 
gebildet wurden, war es möglich, die meisten Formen an nahe verwandte 
Arten anzuschließen, die heute zumeist in bedeutenderen Tiefen an 
der Küste von Marokko, bei den Kapverden und Azoren leben. Da 
Vaillant auch genaue Größenausmaße und -verhältnisse mitteilte, 
läßt sich bei den vielfachen übrigen Übereinstimmungen der miocänen 
und rezenten Macrurus-Otolithen schon jetzt eine ziemlich deutliche 
Vorstellung auch von den Größenverhältnissen der Macruriden des 
österreichischen Miocäns gewinnen, deren einzige Reste die Otolithen 
darstellen. 


Otolithus (Macrurus) praetrachyrhynchus sp. nov. 
(Taf. XVI, Fig. 1-8.) 


Vgl. Macrurus trachyrhynchus Risso bei Vaillant (l. c. Taf. XXI 2, 2a). 
fe 5 * „ bei Koken!) (1891, pag. 97, Fig. 7). 


Die Übereinstimmung dieses Otolithen besonders von Fig. 1 
mit dem von Vaillant abgebildeten Otolithen von Macrurus trachy- 
rhynchus ist sehr groß. Ja bei der Variabilität dieser Form würde ich 
die Walbersdorfer Miocänform von der rezenten nicht getrennt haben, 
wenn mich nieht die Erwägung dabei geleitet hätte, daß die seit dem 
Miocän an dieser Art stattgehabten Veränderungen im Körperäußern 
nicht in gleichem Maße an dem äußeren Einflüssen minder ausge- 
setzten und daher weniger veränderlichen Gehörorgan, beziehungsweise 
den Otolithen erkennbar sind. Zweifellos war die miocäne Art sehr 
nahe mit der rezenten verwandt, ja auch die Lebensweise dürfte die 
gleiche gewesen sein, denn der Walbersdorfer Tegel ist ja seit langem 
als Absatz eines tiefen Meeres erkannt und Macrurus trachyrhynchus 
wurde von der Expedition des Talisman und Travailleur bei 
den Kapverdischen Inseln und an den Küsten von Marokko in Tiefen 
von 405—1495 m, am häufigsten von 800 m gefunden. Durch den 
Namen praetrachyrhynchus glaubte ich die innigen verwandtschaftlichen 
Beziehungen am besten zum Ausdrucke zu bringen. 

Der Sulcus acustieus ist breit, ungefähr in der Mitte des Otolithen 
gelegen und läßt keine Differenzierung in Ostium und Cauda, wohl 
aber in der ganzen Länge kollikulare Bildungen erkennen. Ein einer 
Crista superior ähnlicher Wulst ist im vorderen Teile bisweilen 
deutlich ausgebildet, im rückwärtigen Teile befinden sich über dem 
Sulcus, und zwar nur bei dem Fig. 1 abgebildeten Exemplar, einige 
sich gegen den Kaudalrand zu hinziehende Höcker, sonst verläuft 
der die Gehörfurche oben begrenzende Wulst mehr minder ausgeprägt 
und unregelmäßig. Ebenso wechselt die Ausbildung der darüber be- 
findlichen Nertiefung, bald ist sie kaum angedeutet (Fig. 1), bald 
recht stark ausgeprägt (Fig. 2). Der Ventralteil der Innenseite ist 


1) Die Zitate von Koken beziehen sich auf dessen Arbeiten in der Zeit- 
schrift der Deutschen geologischen Gesellschaft. 
Jahrbuch d.k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd,, 3. u. 4. Hft. (R. J, Schubert.) 79 


616 R. J. Schubert. [20] 


meist glatt, nur selten (Fig. 2) radial gerieft. Sehr vielgestaltig ist 
die Dorsalpartie dieser Otolithen, die in mehrere, in der Regel in 
drei Zacken oder Wülste endigt, die manchmal (Fig. 3), und zwar 
besonders in der Jugend durch tiefe Einschnitte, manchmal (Fig. 4, 5) 
nur wenig voneinander getrennt sind. Der Umriß stimmt mit dem- 
jenigen der Otolithen von M. trachyrhynchus, ein Ostialausschnitt ist 
bisweilen angedeutet, der Vorderrand (vom Suleus abwärts) schräg 
und etwas gehöhlt. 

Die Außenseite ist bei den kleineren, offenbar jüngeren Exem- 
plaren mit reicher Dorsalgliederung in der Mitte verdickt (Fig. 5, 6), 
besitzt sogar bisweilen (Fig. 6) ein zentral gelegenes Knöpfchen, von 
dem unregelmäßig angeordnete Radialwülste ausgehen. Bei den 
größeren (älteren) Exemplaren (Fig. 7, 8) ändert sich diese Skulptur 
der Außenseite einigermaßen, indem in der rückwärtigen Hälfte eine 
bis zwei mehr minder ausgeprägte, meist seichte Querfurchen sich 
ausbilden, bisweilen entsteht auch noch am Hinterende eine Verdickung. 

Länge des Otolithen 13—15 mm, bei Jugendformen 3—10 mm 
(eines besonders großen Exemplares 167 mm). 


Breite des Otolithen 10°0—122 mm (15:0 mm). 
Dicke 177, s 25— 40 „ (45 „). 
Vorkommen: Walbersdorf (häufig), Baden (1 Exemplar). 


Otolithus (Maerurus) gracilis n. sp. 
(Taf. XVI, Fig. 9-13.) 


Trotz der Variabilität der vorstehenden Form wie auch der 
Otolithen des lebenden M. trachyrhynchus glaube ich doch, daß diese 
von mir gracilis genannte Form einer, wenn auch nahe verwandten, 
so doch selbständigen Art angehört. An fast der Hälfte der Otolithen 
aus der Verwandtschaft des M.trachyrhynchus bildet nämlich die Dorsal- 
partie der Otolithen nicht eine Anzahl ziemlich unregelmäßig geformter 
Lappen und Zacken, sondern einen von vorn nach hinten ansteigenden, 
meist dünnen Kamm, der auf der Innen- wie Außenseite fünf- bis 
sechsmal radial gefurcht ist (Fig. 9, 10). Diese Furchen sind ver- 
schieden tief, bisweilen, besonders die letzte, so durchgreifend, daß 
eine rückwärtige Zacke davon abgetrennt wird (Fig. 11, 12) und 
dann anscheinend ein Übergang zu praetrachyrhynchus vorzuliegen 
scheint (Fig. 13). 

Die sonstige Beschaffenheit des Otolithen entspricht dem O. prae- 
trachyrhynchus derart, daß deren Zugehörigkeit zu Macrurus gesichert 
ist. Der Suleus acustieus ist bei den Jugendexemplaren schmal, im 
Alter breiter, wie auch die Gestalt sich im Alter verlängert. Auch 
in bezug auf die Skulptur der Außenseite verhält es sich ähnlich wie 
bei der vorstehenden Art. 

Es ist eine ziemlich allgemeine Erscheinung bei den Teleostier- 
otolithen, daß sie bei jugendlichen Exemplaren häufig einen reich ge- 
gliederten (gelappten, gezackten oder gefältelten) Umriß besitzen, 
der beim späteren Wachstum mehr minder ganzrandig wird, wie auch 


[21] Die Fischotolithen des österr,-ungar. Tertiärs. 617 


oft eine reiche Skulptur der Außenseite bei zunehmenden Alter der 
Fische verschwindet. Nun kann die vorliegende Form mit wenig un- 
gegliedertem dorsalem Kamme, wie schon ein Blick auf die Tafel XVI 
erkennen läßt, nicht ein Altersstadium der vorhergehenden darstellen, 
im Gegenteil, die Größenausmaße der meisten mir vorliegenden, als 
gracilis bezeichneten Exemplare stehen hinter denen der vorstehenden 
Art zurück. Anderseits kann 0. gracilis nicht bloß ein Jugendstadium 
von ©. praetrachyrhynchus darstellen, da das größte Exemplar auch 
eine Länge von 15 mm erreicht. 


Vorkommen: Walbersdorf (häufig). 


Otolithus (Macrurus) elongatus n. sp. 
(Taf. XVI, Fig. 22.) 


Durch die langgestreckte Form ist dieser Otolith von den übrigen 
mir vorliegenden Formen aus der Verwandtschaft des trachyrhynchus 
verschieden, Doch wäre es nicht unmöglich, daß diese Form nur einem 
besonders alten Exemplar von Macrurus praetrachyrhynchus gehörte. 
Der breite Suleus acusticus ja selbst die scharfe Exeisur und das 
vorspringende Rostrum wäre mit dieser letzteren Annahme nicht un- 
vereinbar. Denn außer diesem abgebildeten Stücke liegt mir noch ein 
zweites ganz ähnlich ausgebildetes, fast gleich großes, bei dem jedoch 
eine Excisura ostii kaum angedeutet ist, vor, so daß die Unwesent- 
lichkeit dieses Merkmales bei dieser Form daraus zu erhellen scheint. 
Die Außenseite ist von zwei seichten Querdepressionen durchzogen, die 
eine Querleiste zwischen sich fassen, was auch für ein größeres Alter 
des Individuums spricht. Gleichwohl wagte ich diese Form nicht mit 
praetrachyrhynchus zu vereinigen, da mir der ganze Habitus doch zu 
verschieden scheint. 

Länge des abgebildeten Stückes 18°8 mm 
Breite , " n 13:0 


Dicke „ * r 44 
Vorkommen: Walbersdorf (zwei Exemplare). 


” 


$)] 


Otolithus (Macrurus) Trolli n. sp. 
(Taf. XVI, Fig. 14—19.) 


Diese Art scheint mir am nächsten verwandt mit Otolithus (Ma- 
erurus) praecursor Koken aus dem italienischen Pliocän (1891, pag. 96, 
97, Fig. 6), mit dem er in Form des Sulcus acusticus und des Um- 
risses viel Ähnlichkeit besitzt, doch ist er durch die Form der Dorsal- 
partie, die nie die bei praecursor so zahlreichen Tuberkeln erkennen 
läßt, gut unterschieden. Der Suleus acusticus ist (besonders bei alten und 
abgewetzten oder korrodierten |Fig. 16] Exemplaren) breit, ziemlich 
in der Mitte des Otolithen gelegen. Koken nimmt von praecursor 
(l. ce.) an, daß „der dorsale Vorsprung als Ganzes der Außenseite 

19 


618 R. J. Schubert. [22] 


(morphologisch gesprochen) angehört, gewissermaßen ein umgelegter 
und seitlich verbreiteter Höcker ist, während die eigentliche Innen- 
seite nicht hoch über dem Suleus endigt“; danach würde unter anderem 
auch bei Otolithus Trolli der Suleus acusticus ganz an den Dorsalrand 
der Innenseite gerückt sein. Trotzdem mir nun zahlreiche Exemplare 
vorliegen, weiß ich doch noch nicht, ob diese Ansicht den tatsächlichen 
Verhältnissen entspricht. Allerdings sah ich bei mehreren Gadiden, 
denen ja die Macruriden nahe verwandt sind, daß sich ein Höcker 
der Außenseite über den Dorsalrand des Otolithen wölbt, so daß die 
dorsale Partie der Innenseite des Otolithen sehr schmal wird. Dann 
entspräche der breitere die Gehörfurche dorsalwärts begrenzende 
Wulst dem reduzierten Dorsalteile der Innenseite, die darunter ge- 
legene scharfe, schmale Leiste jedoch meiner Ansicht nach nicht einer 
Crista superior, sondern dem oberen Rande einer dem Sulcus acusticus 
in seiner ganzen Länge eingelagerten kollikularen Bildung, die an 
verschiedenen Teilen der Umrandung auf kurze Strecken so scharfe 
Leisten erkennen läßt. 

Daß diese untere Leiste lediglich den bisweilen durch Korrosion 
stärker hervortretenden Dorsalrand einer dem Sulcus fast in seiner 
ganzen Länge eingelagerten kollikularen Bildung darstellt, scheint mir 
nieht nur an den Otolithen dieser Art, sondern auch bei den übrigen 
abgebildeten Stücken wohl deutlich erkennbar zu sein. Eine einer 
Area ähnelnde Depression dorsalwärts der oberen Leiste (Dorsalrand 
der Otolithen) ist bald deutlicher (Fig. 14, 17), bald weniger deutlich 
oder gar nicht vorhanden. Der Dorsalvorsprung ist kammförmig bis 
lappig, nie traubighöckerig wie bei O0. praecursor. 

Eine Exeisura ostii ist zumeist kaum angedeutet; bei einem 
meiner Ansicht nach in diesen Formenkreis gehörigen Stücke (Fig. 16) 
ist ein tiefer Ostialausschnitt vorhanden, doch in einer Art und Weise, 
die mich vermuten läßt, daß derselbe mehr auf das größere Alter 
des betreffenden Individuums, vielleicht auch auf mechanische und 
chemische Einflüsse, zurückzuführen sein dürfte als auf spezifische 
Unterschiede. Der auf diese Weise entstandene Antirostralvorsprung 
ist manchmal stärker ausgeprägt, auch ohne daß eine merkliche Ex- 
eisura ostii vorliegen würde (Fig. 17, 18). Solche Otolithen unter- 
scheiden sich dann im Umriß von 0. Trolli einigermaßen, gehören 
möglicherweise auch einer nahe verwandten Art an, die durch äußere 
Merkmale gut von O. Trolli trennbar war, doch liegen mir unter den 
28 hierhergehörigen Otolithen solche Zwischenformen vor, daß ich es 
für zweckmäßiger hielt, keine Trennung vorzunehmen. 

Die Skulptur der Außenseite besteht aus unregelmäßig ange- 
ordneten welligen Rippen, die gegen den Mittelpunkt zusammenlaufen. 
Auch bei dieser Art befindet sich ähnlich wie bei 0. praecursor auf 
der Außenseite von verwitterten Exemplaren, und zwar in der rück- 
wärtigen Hälfte eine die ganze Außenseite querende seichte Depression 
(Fig. 19): | 

Länge des größten Exemplars (Fig. 14) 173 mm (meist kleiner). 

Breite des größten Exemplars 173 mm (meist jedoch etwas 
geringer als die Länge). 


[23] Die Fischotolithen des österr.-ungar, Tertiärs. 619 


Dicke des größten Exemplars 4:9 mm. 
Vorkommen: Walbersdorf (häufig), Baden (ein Exemplar). 


Otolithus (Macrurus) angustus n. sp. 
(Taf. XVI, Fig. 20, 21.) 


Langgestreckt, doch nicht so wie O. elongatus, und mit auffallend 
schwach entwickelter Dorsalpartie schließt sich diese Art an die Fig. 17 
und 18 abgebildete Abänderung von Otolithus Trolli. Der dort er- 
wähnte Antirostralvorsprung ist bei Otolithus angustus infolge des 
raschen, fast horizontalen Zurücktretens der Dorsalpartie schärfer 
ausgeprägt. Eine Exeisura ostii ist stets vorhanden, wenn auch nicht 
so tief eingeschnitten wie bei einem Exemplar von O. elongatus und 
crassus, und deshalb glaube ich, daß sie zu den konstanteren wesent- 
licheren Merkmalen gehört. Die sonstigen Merkmale auch des Suleus 
acusticus passen in den Rahmen der bisher besprochenen, so daß an 
der Zugehörigkeit zu Macrurus wohl kein Zweifel sein kann. Die 
kollikularen Bildungen des Sulcus acustieus sind bisweilen recht 
massig entwickelt. 

Die Außenseite ist in der Jugend längsgewölbt mit undeutlichen 
Rippen, im Alter mit ein bis zwei verschieden ausgeprägten Quer- 
depressionen. 


Größte Länge . . 155 mm 
Höhe, .. 4... 1.3724 88 — 10, T.mm 
Dieker,# il „a0 sera 


” 


Vorkommen: Walbersdorf (zwei Exemplare). 


Otolithus (Macrurus) erassus n. sp. 
(Taf. XVI, Fig. 23, 24, 25, 302.) 


Dieser Otolith, den ich mit Recht zu Macrurus gestellt zu haben 
glaube, unterscheidet sich von den übrigen beschriebenen durch seine 
massigere Ausbildung, die mir nicht lediglich durch das Alter be- 
dingt zu sein scheint. Denn von O. Trolli und praetrachyrhynchus 
liegen mir größere Exemplare vor, die nicht die Tendenz, den Ventral- 
teil stark zu verdicken, zeigen. Der Sulcus acusticus ist wohl infolge 
Korrosion sehr verbreitert und vertieft. Ein Exemplar (Fig. 23) 
besitzt einen scharfen Ostialausschnitt, doch möchte ich diesem Merk- 
male geringe Bedeutung zumessen, da ich bei dieser Form wie auch 
bei elongatus im wesentlichen völlig gleiche Stücke mit und ohne 
solch einen scharfen Einschnitt im Vorderrande fand. Vielleicht 
kommt aueh der ventralen Verdickung des Otolithen, die bei dem 
auf Fig. 23 abgebildeten Stücke besonders auffällig ist, keine besondere 
Bedeutung bei, da das Fig. 24 abgebildete, sonst recht gut mit Fig. 23 
übereinstimmende Stück als Skulptur der Außenseite eine seichte 
Querdepression und zwei flacbe Querwülste besitzt. Da ich jedoch 


620 R. J. Schubert. [24] 


diese als O. crassus bezeichnete Form zu keiner anderen beschriebenen 
Art stellen kann, glaubte ich sie als selbständige Art annehmen 
zu müssen. 

Fig. 25 und 30 habe ich zwei Stücke abbilden lassen, über 
deren Zugehörigkeit ich nicht im klaren bin. Möglicherweise gehören 
sie in den Formenkreis dieser Art. Besonders Fig. 25 besitzt eine 
starke ventrale Verdickung. 


Länge . . . . 146-166 mm 
Breite 47 11/7 12 EU 
Dicke: . .). 147 90-60 


” 


Vorkommen: Walbersdorf (vereinzelt). 


Otolithus (Macrurus) rotundatus n. sp. 
(Taf. XVI, Fig. 26, 27, 28°.) 


Dem Umrisse nach steht dieser Otolith etwa zwischen O. prae- 
trachyrhynchus und O. Trolli; er unterscheidet sich jedoch und, wie 
ich glaube, nicht unwesentlich, durch einen breitgerundeten, deutlich 
wahrnehmbaren Antirostralvorsprung, der sich über einer mäßigen 
Fxecisura ostii wölbt. Ein Otolith (Fig. 28) besitzt bei sonst gleichen 
Merkmalen eine auffällig schwach entwickelte Dorsalpartie, so daß er 
sich ähnlich zu den übrigen hierhergehörigen verhält, wie O. angustus 
zu der Fig.17 und 18 dargestellten Abart von O. Trolli. Da ich jedoch 
bisher lediglich ein einziges Fragment kenne, will ich diese offenbar 
mit rotundatus nahe verwandte Form, bis weitere Funde diese Be- 
ziehungen näher erkennen lassen, zu O. rotundatus stellen. 

Die Außenseite besitzt auch auf kleineren (jüngeren) Stücken 
eine wenn auch seichte, doch deutlich wahrnehmbare Querrinne (bei 
alten Stücken auch mehrere). 


Länge . . . 135-153 mm (180 mm) 

Höhe» (2. 0%.246 2952142001, 2970,09 

Dicke: ,,..8:181 403593’ 5 
Vorkommen: Walbersdorf (vereinzelt). 


Otolithus (Macrurus) Toulai n. m. 
(Taf. XVI, Fig. 34 - 37.) 


Otolithus (Maerurus\ Kokeni Toula. 1899, 1900. Verh. Ver. Naturk. Preßburg. 
Bd. XX, pag. 10, 18, Fig. 12a,b,c. 


Die Form dieser Otolithen ist unregelmäßig lanzettförmig, die 
Innenseite etwas konvex, der Suleus acusticus liegt fast in der Mitte 
und reicht vom Kranial- bis fast zum Kaudalrand, ist also etwas länger, 
auch. breiter als bei Macrurus coelorhynchus, dessen Otolithen sie sehr 
ähneln. Eine Trennung in ein kleines Ostium und eine größere Cauda 
ist an wohlerhaltenen Stücken meist ersichtlich. Die Crista superior 


[25] Die Fischotolithen des österr.-ungar. Tertiärs. 621 


ist stärker als die ©. inferior, Area und Ventrallinie sind bisweilen 
nicht deutlich ausgeprägt. Der Ventralrand ist scharf, der Dorsalrand 
manchmal leicht gekerbt. 

Die Dorsalpartie ist im vorderen Drittel am breitesten, eine 
Eigenschaft, die auch die Otolithen von M. coelorhynchus wenigstens 
teilweise besitzen. Der in Fig. 36 abgebildete Otolith zeigt auch im 
rückwärtigen Teile der Dorsalpartie nochmals eine Verbreiterung, bei 
Fig. 34 ist die Dorsalpartie dagegen weniger entwickelt, sonst stimmen 
die Otolithen recht gut mit denen des rezenten M. coelorhynchus überein. 


Die Außenseite ist stärker gewölbt als die Innenseite, in der 
vorderen Hälfte verdickt. Von dieser bisweilen fast knopfartigen Ver- 
diekung zieht sich nach rückwärts eine Längswulst;, außerdem strahlen 
kieinere Radialwülste in verschiedener Zahl gegen die Ränder zu aus. 


Die vorstehenden Angaben beziehen sich zunächst auf die Taf. XVI, 
Fig. 34—37 dargestellten Otolithen aus Walbersdorf und den von 
Möllersdorf. Im Jahre 1900 wurde von F. Toula (l. e.) von Theben— 
Neudorf (Über den marinen Tegel von Neudorf an der March in Ungarn) 
unter anderem ein Otolith abgebildet, den Koken brieflich als eine 
neue, in die Verwandtschaft von Macrurus smiliophorus gehörige 
Macrurus-Art bezeichnet hatte. Nun ist schon 1393 von Rzehak aus 
den Oncophora-Schichten von Oslawan ein Macrurus Kokeni beschrieben 
worden, so daß der von Toula gewählte Speziesname geändert werden 
muß. Ich erlaube mir daher dafür den Namen 0. (Macrurus) Toulai 
zu gebrauchen. Der Neudorfer Otolith weist nun, wie ich mich mit 
freundlicher Erlaubnis von Herrn Hofrat Toula überzeugen konnte, 
eine wesentliche Übereinstimmung mit den Walbersdorfer Exemplaren 
auf. Die geringen Unterschiede dürften ebenso wie die bedeutenderen 
Größenausmaße dadurch zu erklären sein, daß der von Neudorf 
bekannt gewordene Otolith einem älteren Exemplar angehörte. 


Länge 8:6— 94 mm (des Neudorfer Exemplars 11°5 mm) 
Breite 63—6°4 „ > 3 y RRO OR 
Dicke 16—25 „ 5 N £ FD 


Vorkommen: Niederösterreich (Möllersdorf, ein Exemplar), 
Ungarn (Walbersdorf nicht selten, Theben— Neudorf, ein Exemplar). 


Otolithus (Maerurus) Arthaberi n. sp. 
(Taf. XVI, Fig. 38,? Textfig. 1a, b.) 


Diese Art gehört gleichfalls in die Verwandtschaft des Macrurus 
coelorhynchus, von dem sie sich ebenso wie von O. Toulai durch die 
kurze, gedrungene Gestalt unterscheidet. Auch ist der Suleus acusticus 
schmäler als bei Toulai und infolge der Verkürzung der rückwärtigen 
Hälfte des’Otolithen der Kaudalteil des Sulcus nur wenig größer als 
der Ostialteil. 

Im paläontologischen Museum der Universität Wien fand ich zwei 
schön erhaltene kleine Otolithen aus dem Miocän von Niederleis, die 
meines Erachtens Jugendformen dieser Art darstellen könnten. Die 


622 R. J. Schubert. [26] 


Gestalt ist allerdings weniger gedrungen als bei O0. Arthaberi, doch 
könnte sie nach dem Gesamthabitus eher zu dieser als zu der vor- 
stehenden Art gehören. Sie ähneln allerdings auch dem von Koken 
1591 (l. e. pag. 91, V 2, 3) beschriebenen Otolithus (Gadus) venustus 
aus dem Miocän von Langenfelde in Holstein, doch gibt Koken aus- 
drücklich für seine Form an, daß der Sulcus acusticus die ganze 
Innenseite durchlaufe, ohne sich in Ostium und Cauda zu differenzieren. 
Gleichwohl bin ich über die systematische Stellung der erwähnten 
kleinen Otolithen noch nicht im klaren. Die Außenseite ist reichlich 
radial gekerbt, mit zentraler Körnelung wie bei @. venustus. Die 
Crista inferior der Innenseite ist deutlich, nebst einer Area ist gleichwie 
bei dem Walbersdorfer Otolithen dieser Art eine seichte Ventral- 
depression vorhanden. 


Länge des größten Otolithen 64 mm (des kleinen fraglichen 
von Niederleis 26 mm). 


Breite des größten Otolithen 5°3 mm (des kleinen fraglichen 
von Niederleis 2 mm). 


Dicke des größten Otolithen 1'7 mm (des kleinen fraglichen von 
Niederleis 0°8 mm). 

Vorkommen: Walbersdorf (drei Exemplare), Niederleis (zwei 
Exemplare), Möllersdorf (ein Exemplar). 


Otolithus (Macrurus) ellipticus n. sp. 
(Taf. XVI, Fig. 31—33.) 


Diese Form steht, soviel ich bisher erkennen kann, am nächsten 
den Otolithen des rezenten (von Vaillant 1888, Taf. XXL, 1 c,d ab- 
gebildeten) Macrurus japonicus Schlag., von dem sie sich jedoch durch 
geringere Größe, breitere Gehörfurche und auffallend stark ausge- 
prägte Ventrallinie unterscheidet. Der Umriß ist im ganzen elliptisch, 
doch bald etwas breiter (Fig. 32), bald etwas schmäler (Fig. 31). Diese 
schlankeren Formen erinnern an den ÖOtolithus Toulai, lassen sich 
jedoch stets gut davon unterscheiden. 

Eine Sonderung des Suleus acusticus in ein kleineres Ostium und 
eine größere Cauda ist infolge einer Einschnürung des Sulcus und 


FBEEE. SERIE BBURDINE DE 


[27] Die Fischotolithen des österr.-ungar. Tertiärs. 623 


kollikularer Bildungen deutlich erkennbar. Eine Crista superior ist 
im vorderen Teile vorhanden, darüber auch eine Area. Der zwischen 
dem Sulcus acusticus und der Ventrallinie befindliche Teil der Innen- 
seite ist etwas erhaben, so daß sich die Ventrallinie scharf abhebt. 
Die Außenseite (Fig. 33) ist in der Mitte verdickt, die Ränder radial 
gefältelt, die Kerben treten bisweilen auch auf die Innenseite etwas 
über. Der nahe verwandte Macrurus japonicus wurde vom Travailleur 
und Talisman bei den Azoren, Kapverden und an der sudanesischen 
Küste gefunden. 

Nach den Größenausmaßen dieser Form zu urteilen, dürften die 
Walbersdorfer Exemplare etwa eine Länge von 300 mm besessen 
haben. 


Länge 75 mm (die größten Exemplare, das kleinste von Möllers- 
dorf mißt 2:5 mm), 


Höhe 5:5 mm. 

Dicke 15 „ 

Vorkommen: Walbersdorf (vier), Perchtoldsdorf (zwei), 
Möllersdorf (vier), Vöslau (zwei Exemplare). 


Otolithus (Macrurus) excisus n. sp. 


Aus Vöslau und dem Miocän von Brunn kenne ich vereinzelte 
Exemplare eines Otolithen, der sich an die vorige Art anzuschließen 
scheint, vielleicht nur eine Abänderung von O. ellipticus darstellt, 
wahrscheinlich aber einer neuen Art angehört. Ich fand diese Form 
erst, als die Abbildungen schon fertiggestellt waren, und begnüge mich 
daher für jetzt mit einigen kurzen Angaben, die aber genügen dürften, 
diese Form zu erkennen und von ellipticus zu unterscheiden. Die Form 
des Sulcus acusticus ist im wesentlichen die gleiche wie bei dieser 
Art, doch schneidet eine scharfe, auch an der Außenseite ersichtliche 
horizontale Exeisura ostii scharf ein. Bisweilen ist auch eine schwächere 
kaudale Exzisur zu bemerken. Die Dorsalpartie ist auf der Außen- wie 
Innenseite gefältelt. Eine Ventrallinie ist gleichwie bei der vorigen 
Art deutlich ausgeprägt. 

Größenausmaße geringer als bei O. ellipticus (Länge der Exem- 
plare von Brunn 35 mm, Höhe 2:5 mm, Dicke 0°5 mm), doch handelt 
es sich nicht etwa um Jugendformen von ©, ellipticus, wie ich durch 
Auffindung jugendlicher Exemplare dieser Art beobachten konnte. 


Otolithus (Macrurus) Hansfuchsi n. sp. 
(Textfig. 2a, b.) 


Diesz Otolithenform, welche ich Herrn Dr. med. Hans M. Fuchs 
in Vöslau verdanke, gehört in den Formenkreis des rezenten Macrurus 
rupestris. Sie unterscheidet sich von dieser rezenten Art durch die 
langgestreckte Gestalt des Suleus acusticus sowie des ganzen Otolithen 
und den Mangel einer Exeisura ostii. Die Form des Suleus mit den zwei 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u, 4. Hft. (R. J. Schubert.) 80 


624 R. J. Schubert. [28] 


scharf getrennten kollikularen Bildungen läßt jedoch meines Erachtens 
keinen Zweifel an einer engen Verwandtschaft übrig. Von Macrurus 
rupestris besitze ich drei, offenbar zwei Exemplaren angehörige Otolithen, 
von denen sich der eine kleinere nicht unerheblich von den zwei 
anderen unterscheidet. Daraus ist zu ersehen, daß der etwas größeren 
oder geringeren Entwicklung der Dorsalpartie, mehr oder minderen 


e 
Fig. 2. 


langgestreckten Gestalt sowie geringeren oder stärkeren Exeisura 
ostii keine Bedeutung bei der spezifischen Abgrenzung dieser Otolithen 
beizumessen ist. Die Form des Suleus sowie Gesamtbau der Außen- 
seite — bei rupestris eine zentrale Verdickung, bei Hansfuchsi 
mehrere von einer ungefähr median gelegenen Verdickung abgehende 
unregelmäßige Wülste — scheint dagegen im wesentlichen konstanter 
zu Sein. 

Bei O. Hansfuchsi ist der Suleus stark dem gekerbten und ein- 
geschnitteneu Dorsalrande genähert, Ostium kürzer als Cauda. Eine 
Ventrallinie ist deutlich ausgeprägt, der Vorderrand ist ganz und 
gerundet. 


Länge des einzigen Exemplars . . . 12 mm 

Höhe, ; L N Kane (rd AR 

Größte Dicke des einzigen Exemplars 3 „ 
Vorkommen: Walbersdorf (1 Exemplar). 


Otolithus (Macrurus) Kokeni Rzehak. 
(Textfig. 3a, 5.) 
1893. Verh. naturf. Ver. Brünn. pag. 183, Taf. II, Fig. 22. 


„Dieser durch seine Größe und Skulptur ausgezeichnete Otolith 
ist abgerundet dreiseitig mit kräftig gekerbten Rändern. Der Unter- 
rand ist nahezu halbkreisförmig gekrümmt; der obere Teil bildet 
einen länglichen Lappen, so daß der Otolith viel höher als breit 
erscheint. Der Raum des Suleus ist ganz ausgefüllt, so daß der Suleus 
selbst eigentlich nur durch einen merklich lichter gefärbten, von 
seichten Furchen begrenzten Streifen dargestellt wird. Gegen die 


[29] Die Fischotolithen des österr.-ungar. Tertiärs. 625 


Ränder zu strahlen zahlreiche Furchen aus, die von seichteren, den 
Rändern parallelen Rinnen durchsetzt werden. Die Außenseite zeigt 
in der Mitte kräftige Tuberkel, von denen besonders eines stark 
hervorragt; gegen die Ränder zu treten auch hier divergierende 
Furchen auf. 

Länge. .„ .... 10 mm 

onen 159 7 


Vorkommen: Oslawan (sehr selten).“ 


Fig. 3. 


Dieser vorstehende, von Rzehak aus dem mährischen Miocän 
(den Oncophora-Schichten von Oslawan) beschriebene Otolith, unter- 
scheidet sich von den im vorstehenden beschriebenen Macruriden 
durch den ganzen Habitus, den schmalen, seichten Sulcus, so daß 
sicher keine der Walbersdorfer Arten mit ihm identisch ist. Am 
nächsten scheint er mir dem ©. (Macrurus) Arthaberi zu stehen, von 
dem er jedoch anderseits durch die ganze Gestalt nicht unerheblich 
abweicht. Die Abbildung stellt eine photographische Kopie der von 
Rzehak gegebenen Abbildung dar. 


Otolithus (Hymenocephalus?) austriacus n. sp. 
(Taf. XVI, Fig. 29.) 


Die vorliegende Sagitta schließt sich im ganzen Habitus enger 
an die Otolithen von Hymenocephalus crassiceps Günt. (ef. Vaillant, 
l. ec. XX, 15, c) als an die der mir bisher bekannten Maerurus-Arten 
au, so daß ich sie, wenn auch mit Fragezeichen, zu Hymenocephalus 
stellen möchte. 

Der Sulcus acustieus ist breit, kräftig vertieft, kaum in Ostium 
und Cauda differenziert und dadurch allerdings von dem Ötolithen 
von Hymenocephalus erassiceps vielleicht nicht unerheblich verschieden. 
Der ganzen Länge nach lagert eine kollikulare Bildung, wie sie 
übrigens auch bei den übrigen Macrurus-Formen selten fehlt. Das 
Rostrum ‚springt scharf vor, eine Exeisura ostii ist nur schwach an- 
gedeutet. Fin zusammenhängender Wulst, welcher dem Dorsalrande 
der Innenseite entsprechen würde, ist nicht vorhanden, wohl aber 
erscheinen zwei antirostral und in der Mitte gelegene kräftige Höcker 
und ein kleinerer am Hinterrande, zwischen denen die Innenseite 

80* 


626 R. J. Schubert. [30] 


vertieft ist, als Reste desselben. Die Dorsalpartie ist mäßig entwickelt, 
in zwei Höcker ausgezogen. 

Außenseite im rückwärtigen Teile mit einer seichten Querrinne 
und auch sonst flachem Relief unterscheidet sich von den übrigen 
Macrurus-Formen nicht wesentlich. 


Länge des einzigen Exemplars 151 mm 

Breite „ . a 1105, 

Dicke „ B, 257m 
Vorkommen: Walbersdorf bei Mattersdorf (Ungarn), sehr selten. 


Otolithus (Hymenocephalus?) labiatus n. sp. 
(Taf. XVII, Fig. 18, 21, 23.) 


Dieser kleine Otolith ist meist langgestreckt, elliptisch, mit 
vorspringender Ventralpartie, bisweilen fast rhomboidisch. Der Sulcus 
acusticus liegt etwas gegen den Dorsalrand zu und ist durch kolli- 
kulare Bildungen sowie durch eine Einschnürung deutlich in Ostium 
und Cauda differenziert. Eine COrista inferior ist bisweilen strecken- 
weise ersichtlich, Crista superior fehlt, der Sulcus geht in eine seichte 
Arealdepression über. FExeisura ostii nur angedeutet, Ventralfurche 
meist deutlich. Der Ventralrand springt gerundet vor, ohne jedoch 
ein ausgesprochenes Rostrum erkennen zu lassen. Dorsal- und Ventral- 
rand ist zuweilen gekerbt oder gefältelt, oft auch glatt. Nebst den in 
der Regel breiten elliptischen Formen (Fig. 23) kommen auch sehr 
schmale Exemplare (Fig. 18) vor, die jedoch untereinander durch Über- 
gänge verbunden sind. 

Die Außenseite ist flach gewölbt, nicht selten mit einer punkt- 
förmigen zentralen Einsenkung (Fig. 18); manchmal erscheinen zumal 
kleinere Exemplare durch eine über diese Einsenkung verlaufende 
schmale Querfurche eingeschnürt. Der Dorsalrand, seltener auch der 
Ventralrand, ist mehr minder stark gekerbt. Die Kerben treten auch 
bisweilen, wie bereits erwähnt, auf die Innenseite des Otolithen über. 

Nach der ziemlich großen Übereinstimmung, welche diese be- 
sonders in Brunn häufige Form mit den von Vaillant (l. e. 
Taf. XXIII, 1a, b) abgebildeten Otolithen von Hymenocephalus longifilis 
G. et B. zeigt, stellte ich diese Form wenigstens mit Vorbehalt zu 
Hymenocephalus. Auffallend ist der Unterschied zwischen Aymeno- 
cephalus (?) austriacus m. und IH. labiatus m, doch nicht größer als 
zwischen den Otolithen des rezenten Hymenocephalus cerassiceps und 
longifilis. 

Länge der meisten Exemplare 2:0—2'5 mm (auch 1’l1 mm, eines 
besonders großen Otolithen von Möllersdorf 3 mm). 

Breite der meisten Exemplare 1’1--1'6 mm (auch 0'6 mm). 

Dicke;.;, 5 5 02—05 „ 


Vorkommen: Im marinen Miocän von Niederösterreich 
(Enzesfeld, Traiskirchen, Perchtoldsdorf, Brunn a. G., Möllersdorf); 
Mähren (Kienberg bei Nikolsburg). 


a 
2 
fi 


[31] Die Fischotolithen des österr.-ungar. Tertiärs. 627 


Von fossilen Macruriden wurde meines Wissens bisher nur 
Otolithus (Maerurus) praecursor Koken aus dem Pliocän von Orciano 
bei Pisa (l. e. 1891), O. (Macrurus) Kokeni Rzehak aus den mäh- 
rischen Oncophora-Schichten und ein O. (Macrurus) Kokeni Toula von 
Theben—Neudorf (= ©. [Macrurus] Toulai Schub.) beschrieben. Zwar 
hat V.J. Prochazka im Jahre 1892 in einer tschechischen Arbeit 
über die Walbersdorfer Fauna!) in den Tabellen fünf „Otolithus 
(Macrurus) nov. form.“ angeführt; da er jedoch durch keinerlei Be- 
schreibung oder auch nur Hinweise die Zugehörigkeit der betreffenden 
Formen zu Macrurus dartat, war damit unserer Kenntnis der miocänen 
Fischfaunen wenig gedient. Auch der Passus: „Häufig sind dagegen 
die Fischotolithen der Gruppe Macrurus und Berycidarum, dafür werden 
die Vertreter der Gruppen Merclucius (konstant so statt Merluceius), 
Merlaugus (!), Gadus und Gobius selten angetroffen“ im deutschen 
Resümee (l. c. pag. 24) konnte keine klareren Vorstellungen von der 
Beschaffenheit und Zugehörigkeit der als Macrurus bezeichneten 
Ötolithen geben. Sieben Jahre nachher tat Prochazka einen weiteren 
Schritt, indem eı gelegentlich seiner Untersuchungen über die Miocän- 
inseln im mährischen Karste (in derselben Zeitschrift 1899) pag. 11 
von LaZanky drei, von Jednowitz (pag. 19) eine Art von Macrurus 
anführt. Ohne aber durch Beschreibungen oder Abbildungen den doch 
gewiß notwendigen Nachweis der wirklichen Zugehörigkeit der frag- 
lichen Objekte zu dieser Gattung zu bringen, begnügte er sich, den 
Ötolithen neue Namen zu geben und sie in den Listen als rarus Proch., 
manifestus Proch. und corneus Proch. sowie als Hornovi Proch. anzu- 
führen. Hiernach bedarf es wohl keiner weiteren Rechtfertigung, daß 
ich in meiner vorliegenden Arbeit die von Prochazka vor sechs 
Jahren gegebenen Namen ignoriere. Die ersten drei kommen laut 
Angaben Prochazkas (in einer Tabelle) auch in Walbersdorf vor, 
dürften also nun wohl sicherlich der Synonymie einer der im vor- 
stehenden beschriebenen Arten anheimfallen; vielleicht ist dies auch 
mit der Form aus dem Miocän von Jednowitz (Mähren) der Fall. 

Soviel bisher über die Verbreitung und das Vorkommen von 
Macruriden im österreichisch-ungarischen Tertiär bekannt ist, entfaltet 
diese Familie, beziehungsweise die Gattung Macrurus in Walbers- 
dorf (Ungarn) die größte Formen- und Individuenfülle (besonders 
im graublauen Tegel). Im niederösterreichischen Miocän sind sie selten, 
bisher nur vereinzelt in Baden, Perchtoldsdorf, Niederleis, Möllers- 
dorf nachgewieseu, im mährischen Miocän sind sie bisher nur an drei 
Lokalitäten nachgewiesen. Die rezenten Macrurus-Formen sind durch- 
weg Tiefseefische und auch die übrigen Faunenelemente der sie ein- 
schließenden miocänen Sedimente lassen mit Sicherheit auf eine 
analoge Lebensweise der miocänen Vertreter dieser Gattung schließen, 
was nur deshalb hervorhebenswert scheint, weil Koken für manche 
oligoeänen Vorläufer rezenter Tiefseefische abweichende biologische 
Verhältnisse feststellte. Auffallend ist nur das Vorkommen des Maerurus 
Kokeni Rzehak in den brackischen Oncophora-Sanden von Oslawan. 
Der gute Erhaltungszustand dieser besonders reich skulpturierten. 


!) Sitzungsber. d. böhm. Franz Josefs-Akademie- in Prag. 


9928 R. J. Schubert. [32] 


ziemlich großen Otolithenform spricht gegen die Annahme, daß der 
Fisch in größeren Tiefen lebte und der Otolith erst später in die 
Sande gelangte, obgleich der auffallend seichte Sulcus acusticus nicht 
serade darauf schließen läßt, daß diese Art eine Seichtwasserform 
war, die zeitweise auch in Brackwasser lebte. 


Beryciden. 


Während die Otolithen der im vorhergehenden beschriebenen 
Familie zum größten Teil aus Walbersdorf stammten, also, wenn auch 
an anderen Lokalitäten nachgewiesen, vorwiegend dort eine reichere 
Art- und Individuenentfaltung erkennen ließen, fehlen die im folgenden 
zu besprechenden Formen fast in keiner Schlämmprobe von miocänem 
Tegel. Wenn unter den Fundortangaben die mährischen Lokalitäten 
so reich vertreten sind, so ist dies in erster Linie dem Umstande 
zuzuschreiben, daß bisher lediglich die mährischen Tertiärschichten 
durch Prochazka und Rzehak auf Otolithen eingehender unter- 
sucht worden waren. Da nun einige Arten von Prochazka selbst 
beschrieben wurden, so konnte ich im Lokalitätennachweis dessen in 
mehreren Faunenlisten niedergeleste Angaben mit den durch Prioritäts- 
forderungen nötigen Korrekturen einbeziehen; die meisten auf Mähren 
sowie die wenigen auf Ostböhmen bezughabenden Vorkommen sind 
daher auf Prochazkas Angaben zu beziehen, denn mir lagen bisher 
nur spärliche Proben aus Mähren vor. 

Die beiden zu Hoplostethus gestellten Formen gehören wohl 
sicher zu dieser Gattung und daher sicher zu den Beryciden und ihr 
Vorkommen in Tiefseetegeln läßt darauf schließen, daß diese rezente 
Tiefseegattung bereits im Miocän eine ähnliche Lebensweise führte. 
Weniger sicher ist die systematische Stellung der übrigen Otolithen, 
die ich lediglich auf Kokens Autorität hin auf Beryciden bezog. 


Otolithus (Hoplostethus) praemediterraneus n. sp. 
(Taf. XVI, Fig. 39, 40.) 


Diese Otolithen stimmen gleichwie der folgende mit den Otolithen 
des rezenten Hoplostethus (mediterraneus) japonicusi) derart überein, 
daß kein Zweifel an der Zugehörigkeit dieser Otolithen zum Genus 
Hoplostethus besteht. Ja Umriß sowie Gestalt des Sulcus acusticus, 
ja sogar die Größe stimmt derart mit den Otolithen der rezenten 
Art (besonders dem bei Vaillant abgebildeten Exemplar) überein, 
daß lediglich die oben dargelegten Gründe wegen der geologischen 
Altersdifferenz mich zur Bezeichnung praemediterraneus bewogen. 

Der Umriß ist ungefähr elliptisch, der Ventralrand jedoch nach 
vorn ausgebaucht. Der Sulcus acusticus liegt fast in der Mitte der 


') ef. Abbildungen bei Vaillant (e. 1.), Taf. XXVII, 5, 5«a und Koken 
(1. ce, 1891), Taf. IX, 3:/pag. 114; 


[33] Die Fischotolithen des österr.-ungar. Tertiärs. 629 


Innenseite, ist ziemlich tief, in ein weites, größeres Ostium und eine 
schmälere, schwach aufwärtsgekrümmte Cauda unterschieden. Unter- 
rand des Ostiums scharf von demjenigen der Cauda abgesetzt. Die 
Execisura ostii ist tief, Crista superior und Area sind deutlich wahr- 
nehmbar. Der Ventralrand ist glatt, ganzrandig, der Dorsalrand jedoch 
mehrfach eingeschnitten. 

Die Außenseite ist in der unteren Hälfte verdiekt und gegen 
den Ventralrand zu durch eine kurze, aber tiefe und ziemlich breite, 
etwa in der Mitte gelegene Furche eingeschnitten; der Dorsalrand 
ist unregelmäßig gekerbt. 

Wenn diese Otolithen einerseits denen des rezenten Hoplostethus 
meditervaneus Cuv. et Val. so nahe stehen, daß die miocäne Form als 
direkter Vorläufer dieser rezenten Art aufgefaßt werden kann, so 
bestehen anderseits auch mehrfach Beziehungen zu den oligocänen, 
von Koken beschriebenen Hoplostethus-Formen, besonders zu ©. 
(Hoplostethus) ostiolatus Kok. aus dem deutschen Mitteloligocän und 
O. (Hoplostethus) ingens Kok. aus dem deutschen Unteroligoecän. 

Die Länge des, miocänen Hoplostethus praemediterraneus dürfte 
nach den sonstigen UÜbereinstimmungen mit der rezenten Form etwa 
150 mm betragen haben, war offenbar viel geringer, als man nach 
den Größenausmaßen des miocänen Otolithen glauben möchte. 


Länge des größten mir vorliegenden Otolithen 11°5 mm 
Höhe n ” ” ” ” 88 ” 
Dicke » » ” ” ” 2:7 » 


Von einem 157 mın langen Exemplar von H. mediterraneus eibt 
ge p1a 8 
Vaillant für die Otolithen 12°2 mm, 9:6 mm, 2:2 mm an. 


Vorkommen: Boratsch (Mähren). 


Otolithus (Hoplostethus) levis n. sp. 
(Taf. XVI, Fig. 41.) 


Die Übereinstimmung dieser Form mit der im vorstehenden be- 
sprochenen ist derart, daß ich der Zugehörigkeit auch dieses Otolithen 
zur Gattung Hoplostethus sicher zu sein glaube. Er unterscheidet sich 
jedoch von praemediterraneus vornehmlich durch das Fehlen jeglicher 
Skulptur (am Dorsalrand und der Außenseite). Da sonst bei Otolithen 
oft an Jugendexemplaren reiche Skulpturen vorhanden sind, die im 
Alter verschwinden, der vorliegende Otolith jedoch nur klein ist, 
glaubte ich den erwähnten Unterschied auf spezifische Verschiedenheit 
zurückführen zu sollen. 

Bei dem einzigen Stücke fehlt der vordere Teil der Dorsalpartie, 
doch ist deutlich zu bemerken, daß auch hier eine Ostialexzisur vor- 
handen war. 


‚ 


Länge des einzigen Stückes 70 mm 
Höhe 25% e r DA. , 
Diekete ; ; - EB, 
Vorkommen: Boratsch (Mähren). 


630 R. J. Schubert. [34] 


Bereits im Jahre 1899 wurden von V.J. Prochazka in einer 
tschechisch geschriebenen Arbeit über Miocän im mährischen Karste 
in Listen Otolithen von drei Hoplostethus-Arten zitiert (Sitzungsber. 
d. böhm. Franz Josefs-Akad., VIII. Jahrg., Nr. 41, pag. 11 und 37) und 
als nobilis, clarus und excelsus bezeichnet. Er fand die drei Formen in 
Lazanky, die dritte Form außerdem in Jedownitz. Doch gibt er von 
diesen Formen weder Beschreibungen noch Abbildungen, auch lassen 
die von ihm gewählten Artnamen keine Schlüsse auf das Aussehen 
der fraglichen Otolithen zu. Bei den vielfachen faunistischen Be- 
ziehungen der ungefähr in gleicher, und zwar größerer Tiefe ab- 
gesetzten Sedimente von Lazanky und Boratsch dürften die von 
Prochazka zitierten Formen wenigstens teilweise mit den beiden 
vorstehenden Arten identisch sein. 


Otolithus (Berycidarum) austriacus Koken. 
(Taf. XVII, Fig. 1-7.) 
0. (Berycidarun) austriacus Kok. 1891. Zeitschr. d.‘Deutsch. geol. Ges., pag. 122, 
123, Fig. 14, 


0. (Beryeidarum) moravicus Proch. 1893. Prag. Sitzungsber. d. böhm. Fr. J.-Akad. 
Nr. XXIV, pag. 80, Taf. III, 1 und in mehreren Faunenlisten. 

0. (Beryeidarum) moravicus Proch. 1900. Prag. Archiv d. naturw. Landesdurchf. Böhm. 
Se Bü, Nr’ 2, page. 81, Pie. 6. i 

?0. (Berycidarum) af. austriacus Kok. R. Schubert 1904. Verh. k. k. geol. R.-A., 
pas. A112: 


Diese Art ist eine der häufigsten, ja an manchen Lokalitäten in 
Hunderten von Exemplaren vorhanden. Sie wurde zuerst von Koken 
vom Michelsberge (Siebenbürgen), von Grußbach und Baden beschrieben. 
Dieser Otolith ist sehr klein, rundlich, vorn durch eine Exeisura ostü 
seicht ausgeschnitten. Der Ventralrand ist meist gezähnt, der Dorsal- 
rand scharf, gerundet bis schwach gekantet. Bisweilen finden sich 
diesbezüglich Übergänge zu O. Kokeni Pr. Der Suleus acustieus ist 
breit, mit einem sehr großen Ostium und kleinerer Cauda. Die Außen- 
seite bildet eine glatte, flache Wölbung, ist jedoch manchmal (Fig. 3) 
wie Ö. pulcher in der Mitte punktförmig vertieft. Bei manchen Exem- 
plaren (Fig. 2,3, 4,6) ist jedoch eine in der Fortsetzung der Exeisura 
ostii gelegene mehr minder ausgeprägte Furche vorhanden. Hierdurch 
nähert sich diese Form dem von Koken zu gleicher Zeit (ibidem, 
pag. 122, Taf. VI, Fig. 3) aus dem Miocän von Langenfelde beschrie- 
benen Otolithus (Berycidarum) debilis Kok., von dem sich O. austriacus 
nach Koken „durch eine mangelhaftere Ausbildung der Exeisura ostii 
und geringe Vertiefung der Area“ unterscheiden soll. Taf. XVII, Fig. 1 
habe ich einen Otolithen von Perchtoldsdorf abgebildet, der mir mit 
O. debilis Kok. so übereinzustimmen scheint, daß er mit diesem Namen 
bezeichnet werden muß. Die beiden Abbildungen von debilis und 
austriacus bei Koken sind allerdings voneinander recht verschieden, 
unter dem mir vorliegenden Material finden sich jedoch so viel Über- 
gänge, ebenso zu der von Prochazka als O. moravicus bezeichneten 
Form, daß es mir nach meinen Erfahrungen über die Variabilität der 
Ötolithen bei ein und derselben Art unzweckmäßig scheint, diesen 


EEE EEE mw LEER LEER LEBEN 


[35] Die Fischotolithen des österr.-ungar. Tertiärs. 631 


Formenkreis des O. austriacus zu teilen. Ich habe den Namen austriacus 
statt debilis gewählt, weil die erstere Form aus dem hier in Betracht 
kommenden österreichisch-ungarischen Miocän, die letztere aus dem 
deutschen Miocän beschrieben wurde, aus welch letzterem mir kein 
Vergleichsmaterial vorliegt. Außerdem steht der Typus austriacus in 
der Mitte zwischen den als debilis und moravicus bezeichneten Formen 
und eignet sich deswegen besser als Bezeichnung des Formenkreises. 

Sicher nicht zu trennen ist OÖ, austriacus Kok. von 0. moravieus 
Proch. Die oben zitierten Beschreibungen von Prochazka passen 
derart auf austriacus, daB es unverständlich ist, daß Prochazka, 
der die Kokensche Arbeit doch offenbar kannte, bei Angabe von 
Verwandtschaftsbeziehungen von O0. moravicus nur seinen OÖ. Kokeni 
und Kokens OÖ. mediterraneus heranzieht, ohne etwaige Beziehungen 
zu O. austriacus auch nur in Betracht zu ziehen. Fig. 2, 3, 7, auf 
Taf. XVII entsprechen der von Prochazka moravicus genannten 
Form, während Fig. 5 u. 6 den von Koken abgebildeten Typus des 
austriacus repräsentieren. Schon die wenigen von mir zur Abbildung 
gebrachten Formen lassen die Variabilität und das Ineinanderübergehen 
von debilis -— austriacus — moravicus erkennen. Bei der großen Häufig- 
keit dieser Form und den zahllosen Ubergängen ist eine Abgrenzung 
wohl unmöglich. Vielleicht sind in diesem Formenkreis 2—3 ver- 
schiedene Fischspezies enthalten, doch erscheint mir eine Trennung 
derselben auf Grund der Ötolithen gleichwie bei den eingangs er- 
wähnten Crenilabriden gegenwärtig untunlich. 

Über die generische Stellung habe ich leider keine größere 
Klarheit als Koken, der debilis und austriacus zu den Beryciden 
stellte. 


Länge ........17—2:0 mm 
Höhe. .. ma... 
Dicke I Pier 


Wie bereits erwähnt, gehört diese Form zu den häufigsten der 
marinen Miocänformen. 

Bisher ist sie bekannt aus Niederösterreich (Nußdorf, 
Perchtoldsdorf, Brunn a. G., Kalksburg?, Baden, Gainfahrn, Möllers- 
dorf, Enzesfeld, Niederleis); Oberösterreich (Ottnang); Mähren 
(Grußbach, Seelowitz, LaZanky, Ruditz, Drnowitz, Lomnitschka, Bej- 
kowitz, Repka, Boratsch, Cernahora, Kralitz, Boskowitz, Knihnitz, 
Suditz, Gr.-Opatowitz, Jaromöfitz); Ostböhmen (Rudelsdorf); Ungarn 
(Theben—Neudorf, Walbersdorf); Siebenbürgen (Michelsberg) ; 
Bosnien (Dolnja Tuzla?). 


Otolithus (Berycidarum) Kokeni Proch. 


(Taf. XVII, Fig. 8—11.) 


0. (Berycidarum) Kokeni Prochazka. 1893. Sitzungsber. d. böhm. Fr. J.- Akad. Prag. 


XXWN, pag. 81, Taf. III, 3. 
0. (Berycidarum) Kokeni Prochazka. 1900. Arch. f. naturw. Landesdurchf. Böhm. 


Prag, X. Bd., Nr. 2, pag. 82. 


Mit der vorhergehenden Art nahe verwandt, unterscheidet sich 
diese Form im wesentlichen durch die Gestalt des Dorsal- und 


Jahrbuch d.k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (R. J. Schubert.) 81 


632 R. J. Schubert. [36] 


Kaudalrandes, indem der erstere durch eine bei O. austriacus ledig- 
lich angedeutete Zacke deutlich erhöht, der letztere fast senkrecht 
abgeschnitten, ja bisweilen sogar etwas ausgehöhlt ist. Diese Art ist 
daher auch höher als die vorhergehende, stimmt aber in bezug auf 
den Suleus acusticus mit ihr ziemlich überein. 


Obgleich ich auch Zwischenformen beobachten konnte oder 
wenigstens Formen, die fast mit dem gleichen Rechte zu beiden 
Arten hätten gestellt werden können, glaube ich dennoch, daß hier 
zwei verschiedene Arten vorliegen. Daß die beiden Formen, nämlich 
O. Kokeni und Prochazkas moravicus — austriacus Kok., inein- 
ander übergehen, scheint auch aus Prochazkas Angabe hervor- 
zugehen, die er (l. c. 1900) macht, daß seine ostböhmischen Exemplare 
sich von den mährischen dadurch unterscheiden, „daß sie die Ränder 
fast ganz haben, der Zähnchen entbehrend, die man nur angedeutet 
sieht. Der Ausschnitt des Hinterrandes ist bei unseren Individuen 
nicht so tief und kenntlich wie bei den mährischen. Dieses Merkmal 
hat zur Folge, dab die Sagitta eine fast ovale Gestalt annimmt“. 

Eine FExeisura ostii ist meist vorhanden und scharf wie bei 
O. debilis Kok., bisweilen scheint sie zu fehlen (siehe Taf. XVII, 


Fig. 11), was jedoch durch den minder guten Erhaltungszustand bedingt 
sein dürfte. 


Die Crista superior ist nur vorn stärker ausgeprägt, verschwindet 
nach rückwärts zu, wo sich eine seichte Area ausbreitet. 


Länge 1'8—23 mm (ein Jugendexemplar 1'2 mm). 

Höhe 1'6—2'1mm (in der Regel fast so hoch wie lang; auch 
1'2 mm) ; 
Dicke 05 mm (0:2 mm). 


Obgleich auch diese Form eine weite Verbreitung zu besitzen 
scheint, steht sie doch an Häufigkeit der im vorstehenden be- 
schriebenen nach. Bisher ist sie bekannt aus dem marinen Miocän 
von Niederösterreich (Niederleis, Perchtoldsdorf, Enzesfeld, 
Traiskirchen, Brunn a. G.); Oberösterreich (Ottnang); Mähren 
(Jedownitz, LaZanky, Lomnitschka, Kralitz, Boskowitz, Knihnitz, 
Jaromefitz): Ostböhmen (Rudelsdorf); Ungarn (Walbersdorf, 
Theben—Neudorf); Siebenbürgen (Lapugy). 


Otolithus (Berycidarum) mediterraneus Kok. 
(Taf. XVII, Fig. 19, 20.) 
0. (Beryeidarum) mediterranens Koken. 1891. Zeitschr. d. Deutsch. geol. Ges,., 
pag. 122, 123, Fig. 15. 
0. (Beryeidarum) insoletus Proch. 1893. Prag. Sitzungsber. d. böhm. Fr. J.-Akad. 
XXIV, pag. 82, Taf. III, 8, und in mehreren Faunenlisten. 


Wie schon Koken hervorhebt, ist diese Otolithenform von 
O. austriacus vornehmlich durch die viel gestrecktere Gesamtgestalt 
verschieden. Die Verzierung „der Außenseite mit kurzen randlichen 


N 
4 
2 
> 
% 
1 
4 
) 
1. 


[37] Die Fischotolithen des österr.-ungar. Tertiärs. 633 


Rippen, die auch auf der Innenseite undeutlich erkennbar sind“, 
scheint mir jedoch keine durchgehends bei dieser Form vorhandene 
Eigentümlichkeit, sondern mehr auf die Jugendlichen Exemplare 
beschränkt zu sein. Denn nur die kleinen Exemplare, zum Beispiel 
das von Koken abgebildete, aus Grußbach stammende sowie das auf 
Taf. XVII, Fig. 20, zeigen diese Skulptur des Randes, während das 
auf Taf. XVII, Fig. 19, dargestellte sowie die Originalabbildung von 
Prochazkas O. insoletus bei bedeutenderen Größenausmaßen glatte 
Ränder bei sonst wesentlicher Übereinstimmung besitzen, ebenso ein 
sehr großes Exemplar aus Niederleis (pal. Inst. der Univ. Wien). 


Der Cranialrand (aber nicht, wie Prochazka im deutschen 
und tschechischen Text mit Vorliebe zu sagen pflegt, Carinalrand) 
ist schräg abgestutzt und durch eine seichte Exeisura ostü ausge- 
buchtet. Bisweilen kommen Otolithen vor, bei denen man im Zweifel 
sein könnte, ob sie zu O. mediterraneus Kok. oder zu O. splendidus Pr. 
gehören, indem eine spitzer einschneidende Exzisur vorhanden ist, 
die jedoch nicht scharf genug ist, um den für splendidus bezeichnenden 
Umriß hervorzurufen. 


Länge 1’7—2'9 mm (1 Exemplar aus Niederleis 47 mm) 
Höhe 1:5—19 mm (1 N A R 2:9 mm) 
Dicke 04—0°5 mm (1 n " k 10 mm) 


Vorkommen: Im marinen Miocän von Niederösterreich 
(Niederleis); Mähren (Boratsch, LaZanky, Repka, Boskowitz, Gruß- 
bach, Mähr.-Trübau); Ungarn (Theben-—Neudorf). 


Otolithus (Berycidarum) splendidus Proch. 
(Taf. XVII, Fig. 17.) 


1893. Prag. Sitzungsber. d. böhm. Fr. J.-Akad. Nr. XXIV, pag. 81, III, 5 und in 
mehreren Faunenlisten. 


Länglich bis eiförmig im Umriß, scheint diese Form dem 0. medi- 
terraneus Kok. (insoletus Proch.) am nächsten verwandt, von dem sie 
sich im wesentlichen und recht auffällig durch eine scharfe einschnei- 
dende Exeisura ostii unterscheidet, so daß diese beiden Otolithen 
in einem ähnlichen Verhältnis zueinander stehen wie 0. debilis und 
austriacus. Die Cauda ist kürzer als das Ostium, die Area stets seicht, 
Crista superior meist schwach entwickelt. Bei dem abgebildeten Stücke 
aus Nußdorf liegt die Gehörfurche ziemlich in der Mitte der Innen- 
seite, während sie bei dem von Prochazka (l. ce.) dargestellten 
Otolithen merklich dem Oberrande genähert ist, weshalb die dorsale 
Partie dortselbst schwächer entwickelt ist als die ventrale, was jedoch 
nach meinen Erfahrungen von keiner Bedeutung ist. Die Außenseite 
ist gewölst und mit Ausnahme der randlichen Zähnchen, beziehungs- 
weise Kerben glatt. 

Aus Niederleis sah ich Otolithen, die, was Ausbildung der Exzisur, 
also des wesentlichsten Unterscheidungsmerkmales anbelangt, sich sehr 
dem ©. mediterraneus näherten. 

81* 


634 R. J. Schubert. [38] 


Länge . . . 25-3 mm 
IHohe I Fame 2 
Dieker 2 22. 2220.5 r 


Vorkommen: Niederösterreich (Nußdorf, Niederleis ?); 
Mähren, (nach Prochazka Seelowitz, Eibenschitz, Boratsch, 
LaZanky, Repka, Kralitz, Boskowitz). 


Otolithus (Berycidarum) pulcher Proch. 
(Taf. XVII, Fig. 12—14, 16, 15?.) 


1893. Prag. Sitzungsber. d. böhm. Fr. J.-Akad. Nr. XXVI, pag. SO, III, 7 und in 
mehreren Fossillisten. 


Prochazka beschreibt diese Form als elliptisch, vorn schräg 
abgeschnitten, Ventral- und Dorsalrand gebogen, ganz, scharf gerandet. 
Rückenseite gleichmäßig gewölbt, glatt, Exeisuragrube (?) kurz, deutlich. 
Innenseite eben. Sulcus hinten nach oben gebogen, Cauda kleiner als 
Ostium, Collicula deutlich vortretend, Exeisura schwach ausgebildet. 
Crista superior niedrig, hinter derselben breitet sich eine seichte 
Area aus. Ventralfurche deutlich, mit dem Rande parallel. 


TänsenaaoN ) Memikmm 
Dreitess ee N 
Dicke, an 


Exemplare, die dieser Beschreibung sowie der zitierten Abbildung 
ganz entsprechen, konnte ich in dem von mir untersuchten Material 
nur selten finden (etwa Fig. 14, 16), obgleich Prochazka diese 
Art in Neudorf, Walbersdorf und Nußdorf, woher auch mir Material 
vorlag, häufig nennt. Zweifellos sind die Otolithen dieser Art beträchtlich 
variabler, als Prochazka angibt. So ist diese Form zwar häufig 
kleiner als O. austriacus (nur 1 mın lang), aber fast ebenso häufig sind 
Exemplare bis 2 mm Länge, also in den Größenausmaßen, wie sie 
dieser Art zukommen. Der Umriß ist bisweilen, wie ihn Prochazka 
darstellt, ungefähr elliptisch mit glatten Rändern, manchmal ist jedoch 
der Ventralrand etwas gekerbt (Taf. XVII, Fig. 135). Die Innenseite 
stimmt im ganzen mit der von O. austriacus derart überein, daß die 
Zugehörigkeit mindestens zur gleichen Familie mir sicher scheint. 

Als das am leichtesten erkenntliche Unterscheidungsmerkmal 
halte ich die auf der Außenseite vom oberen Teile des Vorderrandes 
nach rückwärts führende, stets gut kenntliche Furche (wohl die „Ex- 
eisura-Grube* Prochazkas), der kein Einschnitt des Sulcus acustieus 
auf der Innenseite entspricht. Denn wenn auch bisweilen der Vorder- 
rand eine seichte Aushöhlung besitzt, die der von O. austriacus ähnelt, 
so befindet sich die obenerwähnte Furche oberhalb derselben (Taf. XVII, 
Fig. 12, 13) und scheint damit in keinem Zusammenhange zu stehen, 
im Gegensatze zu O. austriacus und debilis, wo auch eine Furche auf 
der Außenseite vorhanden ist, die aber stets in die Exeisura ostii 
übergeht. Diese Verhältnisse scheinen mir zumeist eine ziemlich 


—— 


u 


[39] Die Fischotolithen des österr.-ungar. Tertiärs, 635 


sichere Trennung von austriacus und pulcher zu erlauben. Ob sie 
jedoch auch mit den übrigen Unterschieden der Fische, denen die 
Otolithen angehörten, zusammenfallen, ob sie also für eine spezifische 
Trennung brauchbar sind, werden erst Untersuchungen an den nächst- 
verwandten rezenten Fischen dartun können. Die im miocänen Tegel 
eingeschlossenen kleinen Otolithen, die nach Kokens Vorgang zu 
den Beryciden gestellt werden, gehörten zweifellos Hoch- oder Tief- 
seefischen an, während die bisher untersuchten rezenten Fische 
meist Küstenformen angehören, so daß es einigermaßen erklärlich ist, 
warum bisher die nähere generische Stellung der miocänen „Beryciden“ 
noch nicht festgestellt werden konnte. So gut übrigens die extremen 
Formen von pulcher und austriacus zu unterscheiden sind, ist es doch 
bei manchen Otolithen, z. B. Fig. 15, zweifelhaft, zu welcher der 
beiden Formen man sie stellen soll. 

Die Außenseite ist gewölbt, besitzt aber häufig in der Mitte 
eine punktförmige Einsenkung, die ich gelegentlich auch bei austriacus 
beobachte. 

Länge 1'2—1'7 mm 

Höhe 10-15 ,„ 

Dicke 02-04 „ 

Vorkommen: Im marinen Miocän von Niederösterreich 
(Nußdorf, Perchtoldsdorf, Traiskirchen, Enzesfeld [?]); Mähren 
(Seelowitz, Oslawan in Oncophora-Schichten, Jedownitz, Tischnowitz, 
Lomnitz, Lomnitschka, Boratsch, Repka, Perna, Drnowitz, Lissitz, 
Kralitz, Boskowitz, Knihnitz-Suditz, Gr.-Opatowitz, Jarom£fitz); Ost- 
böhmen (Lukau, Rudelsdorf); Ungarn (Theben-Neudorf). 


Die letzteren Größenausmaße stammen 
von Übergangsformen zu O0. austriacus. 


Otolithus (Berycidarum) tenws n. sp. 


Diese Otolithenform unterscheidet sich durch ihren Umriß sowie 
die Beschaffenheit der Außenseite so von den bisher beschriebenen 
zu den Beryciden gestellten Otolithen, in deren nächste Verwandtschaft 
sie nach der wesentlich gleichen Form des Sulcus acusticus wohl 
zweifellos gehört, daß ich sie, trotzdem mir bisher nur ein einziges 
Stück vorliegt, als zu einer neuen Art gehörig halte. Der Umriß ist 
unregelmäßig, fast viereckig, mit stark gekrümmtem glatten Ventral- 
wie Dorsalrand. Der Suleus acusticus ist breit und flach, Ostium 
etwas größer als die Cauda. Eine Crista superior sowie flache Area 
ist vorhanden. 

Der Otolith ist dünn, die Außenseite erscheint unregelmäßig 
gewellt mit zentraler Verdickung. 

Länge des einzigen Stückes 20 mm 
Breite?, 2 : en 
Diekezz R - 0 2—0'3 mm 

Vorkommen: Perchtoldsdorf bei Wien. 


636 R. J. Schubert. [40] 


Otolithus (Berycidarum?) fragilis Proch. 
(Textfig. Aa, b.) 


1893. O.(Berycidarum) fragilis Prochazka. Prag. Sitzungsber. d. böhm. Fr. J.-Akad., 
Il. Kl., II. Jahrg., Nr. 24, pag. 82, Taf. III, Fig. 11. 


„Gestalt oval, vorn zugespitzt und schief abgeschnitten, hinten 
stark gebogen. Dorsal- und Ventralrand scharf; Rückenseite gleich- 
mäßig stark gewölbt, glatt und glänzend. Innenseite eben, mit einem 
schmalen, hinten erweiterten Bande, dem Sulcus, in der Mitte. Ostium 
fast doppelt so lang als die Cauda; Collicula beinahe ganz verwischt, 
das hintere Colliculum undeutlich. Crista superior stellt eine schwache, 
niedrige Leiste dar, die vorn gerade, jedoch hinten nach abwärts 
gebogen ist. Area schmal, seicht vertieft. Ventralfurche fehlt.“ 


Fig. 4. 


b a 


Dieser Otolith ähnelt in auffallender Weise dem von Koken 
1891 aus dem Mitteloligocän von Sollingen beschriebenen Otolithus 
(Berycidarum) parvulus. (Zeitschr. d. Deutsch. geol. Ges., pag. 121, 
Taf. X, Fig. 4u.5.) Ja er stimmt, abgesehen von der zwei- bis drei- 
fachen Größe und dem gekerbten Dorsalrande, derart mit der von 
Prochazka als fragilis beschriebenen Form überein, daß ich lange 
im Zweifel war, ob ich nicht beide Formen vereinen solle. Gleichwohl 
wäre es doch möglich, ja sogar nicht unwahrscheinlich, daß die deutsche 
Mitteloligocän- und österreichische Miocänform zwei zwar nahe ver- 
wandte, aber doch nach anderen Merkmalen spezifisch verschiedene 
Formen waren. 

Doch hat bereits Koken die Zugehörigkeit dieser Form zur 
Familie der Beryeiden als nicht sicher bezeichnet; ich fand in Brunn a. G. 
(im miocänen Tegel) einen kleinen Otolithen, der sich von fragilis 
nur durch die langgestreckte Gestalt unterschied, auch ähnlich wie 
parvulus eine lochartige Vertiefung in der Mitte der Außenseite besaß 
und mit den Otolithen der rezenten Alosa sardina sehr nahe verwandt 
zu Sein schien. Leider zerbrach mir der einzige Otolith beim Messen 
und ich muß mich daher für jetzt begnügen, darauf hinzuweisen. 

Bäange 2.9 2002 231:0299, 
Breite. \14.212 72093 
Dicke: u rer Zr 


[41] Die Fischotolithen des österr.-ungar. Tertiärs. 637 


Vorkommen: Mähren (Seelowitz, Repka, Boskowitz) ; 
Niederösterreich? (Brunn) sehr selten. 


Otolithus (Berycidarum) major n. sp. 
(Taf. XVI, Fig. 42—46,) 
? 1849. Mem. r. accad. sc. Torino. Ser. II, Tom. X, Taf. II, Fig. 69—70. 


Durch seine Größe und auch Gestalt unterscheidet sich dieser 
Otolith einerseits wesentlich von den im vorstehenden beschriebenen 
Beryciden des Formenkreises O. austriacus — Kokeni — mediterraneus 
— pulcher, scheint mir anderseits doch in die Nähe dieser Familie 
zu gehören. Der fast trapezförmige Otolithus mit steil abgeschnittenem 
Vorderrand besitzt einen weiten, median gelegenen Sulcus acusticus, 
der am oberen wie unteren Rande von einer meist allerdings wenig 
scharfen Crista begleitet wird. Eine Sonderung desselben in ein sehr 
langes Ostium und eine ganz kleine Cauda ist an zwei kollikularen 
ÖOstium und Cauda in der ganzen Länge eingelagerten Bildungen zu 
erkennen. Eine Exzisur ist bei meinen Exemplaren zwar nicht vor- 
handen, doch geht meist vom Ostium aus eine seichte schmale Furche 
an dem Cranialrand (manchmal von der Cauda zum Caudalrand), so 
daß bisweilen auch dieser ein tieferer Ausschnitt entsprochen haben 
mag. Area meist recht deutlich. Unterrand einfach gerundet, Oberrand 
in der Mitte mehr oder weniger eingeschnitten, so bisweilen bis in 
den arealen Teil. 

Außenseite glatt und flach gewölbt, mit seichten, gegen den 
Ober- und Hinterrand zu gerichteten Vertiefungen. 

Von den bisher bekannt gewordenen Otolithen scheinen mir die 
Abbildungen bei E. Sismonda aus den miocänen Tegeln der Um- 
sebung von Tortona und Turin, wenn nicht identisch zu sein, so 
doch sehr nahe zu stehen; doch wurden diese wie überhaupt deren 
Figuren 60—71 (auf Taf. II!) nicht mit Otolithen rezenter Fische 
verglichen, sondern lediglich als „ossieini del apparato uditivo di 
varii generi di pesci* angeführt. Mehrfache Anklänge weist unsere 
Form auch mit Otolithus (Monocentris) subrotundatus Koken aus dem 
Unteroligocän von Lattorf und Westeregeln auf. (Vergl. Koken, |. ec. 
1884, XII, 4, 5 und 1891, pag. 118, 119.) Doch scheint mir die 
eigenartige Ausbildung des Sulcus acusticus bei unserer Art so ver- 
schieden von der von subrotundatus, daß unser ÖOtolith wohl sicher 
einer anderen Gattung der Beryciden oder vielleicht sogar einer 
nahe verwandten Familie angehört haben dürfte. 


Länge 6°8— 78 mm. 

Breite (bei manchen Exemplaren gleich der Länge) 68—7'3 mm. 
Dicke 1'8—1'9 mm. 

Vsrkommen: Walbersdorf (mehrere Exemplare). 


!) Descrizione dei pesci e dei crostacei fossili nel Piemonte, 


638 R. J. Schubert. [42] 


Außer den im vorstehenden beschriebenen Otolithen, deren Zu- 
sehörigkeit zur Familie der Beryciden sicher oder wenigstens wahr- 
scheinlich ist, wurden von Prochazka aus dem mährischen Miocän 
mehrere Arten in Fossillisten angeführt, von denen er bisher weder 
Abbildungen noch Beschreibungen oder auch nur Notizen gab. Da 
ich nun bisher gerade von mährischen Lokalitäten wenig Material 
selbst untersuchen konnte, fand ich bisher außer vielleicht den von 
mir als O. labiatus, tenuis und major bezeichneten Formen keine, 
die den von Prochazka zitierten Formen entsprechen könnten. 
Folgende zu den Beryciden gestellte Arten führt Prochazka an: 
O. lepidus (Boratsch, LaZanky), O. simplex (Jedownitz, LaZanky, 
Lomnitschka), ©. venustus (Boratsch), ©. mirabilis (Lazanky), O. mo- 
deratus (Jedownitz, LaZanky) und O. molestus (LaZanky). 


Ich sehe für jetzt von faunistischen Vergleichen ab, da ich 
nach Bearbeitung der übrigen Otolithengruppen die dabei gewonnenen 
allgemeinen Ergebnisse und unsere bisherigen Kenntnise über die 
österreichischen Tertiärfischfaunen zusammenfassen werde. 


Nachtrag. 


Als die Bogen schon umgebrochen waren, erhielt ich von Herrn 
Prof. A. Rzehak in Brünn eine kleine Suite Otolithen der gegen- 
wärtig zumeist als alttertiär aufgefaßten Lokalität Pausram in Süd- 
mähren. Da sich darunter auch einige Formen befinden, welche sich 
auf die im vorstehenden beschriebenen beziehen lassen, will ich die- 
selben hier noch kurz erwähnen: 

1. O0. (Berycidarum) austriacus Kok., zum Teil größer (25, 2, 0'5 mm), 
doch sonst gut in den Rahmen dieser variablen, im österr.-ungar. 
Miocän so weitverbreiteten Art passend. 

2. O.(Berycidarum) cf. mediterraneus Kok., Bruchstück. 

3. O.(Berycidarum) major Schub., halb so groß als die Walbersdorfer 
Exemplare (32, 32, 1 mm), doch sonst ganz damit überein- 
stimmend. 


Nachträge zu den Erläuterungen des Blattes 
Mährisch-Neustadt und Schönberg der geolo- 
gischen Spezialkarte. 


Von Gejza Bukowski. 


In den obbezeichneten Erläuterungen konnten wegen des eng 
bemessenen Raumes, wie in der Einleitung von mir bemerkt wurde, 
zwei ursprünglich für dieselben bestimmt gewesenen Kapitel nicht zur 
Veröffentlichung gelangen. Es fehlen darin zunächst eine allgemeine 
gedrängte Übersicht über den Bau dieses Sudetenteiles und dann ein 
Verzeichnis der wichtigsten Literatur. Da ich es nun für nicht aus- 
geschlossen halte, daß mancher, der die geologische Karte des Mährisch- 
Neustadt— Schönberger Gebietes benutzt, den Mangel der beiden ge- 
nannten Kapitel als eine Lücke empfinden wird, so sollen die be- 
treffenden Ausführungen dem Versprechen gemäß hier nachgetragen 
werden. In der Form der Darstellung und in der Anordnung des 
Stoffes sind für die vorliegende Publikation, nebenbei gesagt, nur un- 
wesentliche Anderungen vorgenommen worden. Dagegen wurden einige 
neue Erörterungen eingeflochten, deren Einfügung ich mit Rücksicht 
auf die seither erschienenen geologischen Arbeiten für notwendig oder 
zum mindesten für zweckdienlich erachtet habe. 

Das von dem Kartenblatte Zone 6, Kol. XVI umfaßte Terrain 
erscheint aus kristallinischen Schichtgesteinen, paläozoischen Ab- 
lagerungen nicht näher bestimmbaren Alters, aus unterdevonischen, 
oberdevonischen und unterkarbonischen Bildungen, aus quartären Ab- 
sätzen und endlich aus einigen Erstarrungsgesteinen, deren Empor- 
dringen in verschiedene geologische Perioden fällt, aufgebaut. 

Was zunächst die kristallinischen Schichtgesteine anbelangt, so 
muß gleich an erster Stelle betont werden, daß sich unter denselben 
auch einzelne Erstarrungsgesteine eingereiht finden, nämlich solche, 
die ihre ursprüngliche maässige Struktur und nebstbei vielfach auch 
andere charakteristischen Kennzeichen entweder völlig oder doch 
wenigstens zum weitaus größten Teile durch Metamorphose eingebüßt 
haben. Als echter Orthogneis erweist sich vor allem der westlich vom 
Marchta’e vorkommende Hornblendegneis, ein Gestein, das sich im 
sroßen und ganzen als ein bis zu einem gewissen Grade veränderter 
Amphibolgranitit ansprechen läßt. Eruptive Entstehung kann sodann 
semutmaßt werden bei gewissen Amphiboliten, namentlich bei der 
Mehrzahl jener Hornblendeschiefer, welche zwischen Hohenstadt und 

Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4 Hft. (G. Bukowski.) 82 


640 Gejza Bukowski. [2] 


Mürau in Verbindung mit den auf der Karte dort nicht besonders 
ausgeschiedenen Uralitdiabasen auftreten. Das. gleiche mag außerdem 
vielleicht zutreffen bei manchen Amphiboliten der Gegend von Eisen- 
berg a. M., zumal bei jenen, welche den Serpentinzug des Holubani 
einsäumen. Der letzterwähnte Serpentin selbst scheint allerdings aus 
Amphiboliten hervorgegangen zu sein, in erster Linie muß er aber 
wohl gleichfalls auf ein Erstarrungsgestein zurückgeführt werden. Daß 
man es ferner bei dem schuppigflaserigen Muskovitgneis von Aujezd 
und Pobutsch hauptsächlich mit einem schiefrig gewordenen Pegmatit 
zu tun hat, ist schon in den Erläuterungen hervorgehoben worden 
und schließlich bleibt es noch dahingestellt, ob nicht etwa auch ge- 
wisse Partien des Chloritgneises und der hellen glimmerarmen oder 
freien, teilweise granulitischen Gneise eruptiver Natur sind. 

Dem kristallinischen Grundgebirge gehört der größte Teil der 
westlichen Hälfte unseres Terrains an. Hier bildet es, wenn man von 
der quartären Decke absieht, ein ausgedehntes, geschlossenes Gebiet, 
das im Osten und im Süden von den darüberlagernden unterdevonischen 
und Kulmschichten umrahmt wird. Außerdem finden wir dann noch 
isolierte Aufbrüche desselben mitten in den paläozoischen Sedimenten. 
Östlich von der mehr oder weniger zusammenhängenden Region taucht 
es auf sehr großer Erstreckung aus dem Unterdevon hervor und im 
äußersten Südwesten kommt es unter den Kulmablagerungen zutage. 

Aus kristallinischen Schiefern besteht, um die Verbreitung ge- 
nauer zu präzisieren, fast das ganze Terrain zwischen der March und 
der Tess. Nur ein relativ kleiner Teil davon entfällt auf den Granit, 
der in der Schönberger Gegend die Gneise und die Glimmerschiefer 
durchbricht. Kristallinische Schichtgesteine bauen ferner die westlich 
vom Marchtale gelegene Landschaft von der Norderenze des Karten- 
blattes angefangen bis Mürau auf, wo sie schließlich im Süden unter 
dem aus Zentralmähren herüberstreichenden Kulm verschwinden. Da 
sich letzterer aber von Mürau als randliche Hülle im Bogen weiter 
segen Norden bis über Schmole hinaus fortsetzt, treten sie erst bei 
Groß-Rasel an das Marchtal heran. Abzurechnen ist innerhalb dieser 
Region bloß der im Nordwesten bei Eisenberg a. M. eingeklemmte, 
nicht unansehnliche Zug paläozoischer oder präkambrischer Absätze. 

Östlich von der breiten Bodenfurche, welche durch das Tess- 
tal und den unteren Abschnitt des Marchtales daselbst gebildet wird, 
nimmt die archäische Unterlage einen nicht minder bedeutenden 
Flächenraum ein. Sie reicht ostwärts ununterbrochen einesteils bis 
Deutsch-Liebau, andernteils bis zum Fichtlingpaß. Die Grenze gegen 
das auf ihr ruhende Unterdevon läßt sich von der Reichsstraße am 
Fichtlingpaß entlang dem Rücken der Weißen Steine und der Schwarzen 
Steine gegen den Osthang des Haidstein verfolgen, wendet sich dann 
in der Nähe der alten Brandstraße nach Nordwest und zieht sich 
weiter unter sehr starken Krümmungen über Rabenseifen und Schöntal 
zu der obersten Häusergruppe der Ortschaft Frankstadt hin. Zwischen 
Frankstadt und Deutsch-Liebau zeigt sie das höchste Ausmaß an 
mannigfachen Windungen. So hängt beispielsweise die am Prisenberg 
emporkommende Partie der kristallinischen Schiefer mit der übrigen 
Masse nur mittels eines schmalen, durch Bladensdorf gegen die Hohe 


[3]  Nachträge zu den Erläuterungen des Blattes M.-Neustadt u. Schönberg. 641 


Vibich streichenden Verbindungsstreifens zusammen. Von Deutsch- 
Liebau läuft nachher die oberflächliche Begrenzungslinie über Liebes- 
dorf und den Lubischekberg nach Rohle, im Süden vom Polankaberg 
und von dem sogenannten St. Josefsweg, ihre Richtung wiederholt 
wechselnd, um den Weißen Steinberg herum, zwischen diesem und 
dem Trlina, endlich südwärts nach Raabe und über Raabe hinaus 
gegen Dubitzko zum Marchtal. 

Die niedrigeren Teile des in seinen Umrissen eben skizzierten 
kristallinischen Hauptgebietes tragen namentlich in den Randzonen 
gegen die Fluß- und Bachrinnen eine zuweilen sehr dicke Diluvialdecke, 
durch welche das Grundgebirge streckenweise gewissermaßen in Inseln 
aufgelöst erscheint. Es gilt dies besonders von der Gegend zwischen 
dem Wiesenbach- und dem Tesstale, wo wir fünf auf solche Art von- 
einander getrennte große und kleine Aufbruchspartien zu unterscheiden 
haben, und es trifft das auch bis zu einem gewissen Grade bei den 
Vorkommnissen an der Brousna und längs der Bahn nördlich von der 
Station Blauda sowie bei dem oberhalb der Haltestelle Krumpisch 
zu. Dem in Rede stehenden Gebiete gehören schließlich die zwei 
vereinzelten Aufragungen aus dem Diluvium in Rohle und zwischen 
Rowenz und Klein-Heilendorf an. 

Noch mehr als durch das Dilyuvium des Hügelterrains zeigt sich 
das kristallinische Gebirge oberflächlich zerrissen durch die Alluvial- 
strecken der größeren Flußläufe, durch das Marchtal, das Tesstal und 
das Sazawatal, die unter den rezenten Anschwemmungen von diluvialem 
Schotter und Lehm, in der Tiefe, nebenbei bemerkt, vielleicht auch 
von jungtertiären, beziehungsweise miocänen Absätzen ausgefüllt sind 
und zweifellos sehr alte Einschnitte darstellen. 

Einem mächtigen Gneisaufbruche begegnen wir sodann inmitten 
der unterdevonischen Bildungen längs des Oskawaflüßchens, bevor 
dasselbe das Bergland verläßt. Dieser breite, sattelförmige Aufbruch 
zieht sich aus der Gegend von Böhmisch-Liebau und Unter-Deutsch- 
Liebau nach Nordost über Moskelle, Ehlend, Oskau, Doberseik, 
Ferdinandstal und nahe an Friedrichsdorf vorbei bis Altendorf, Brand- 
seifen und, an den Südfuß der Steinkoppe heranreichend, bis zum 
Klausgraben. Auf der letztgenannten Enderstreckungslinie zwischen 
Altendorf und dem Klausgraben sinkt der Gneis unter das Devon 
hinab. In den Bereich des besagten Zuges fallen der Büschelberg, 
der Wachberg, der Spitzhübel, die Höhen östlich vom Ameisenhübel, 
der Heinberg, der Totenstein, der Mittelberg, der Eibenstein, der 
Steinhübel, der Hofberg, der Alliierte Stein und der Schoßhübel. Im 
Zusammenhange mit der Region um den Alliierten Stein und den 
Schoßhübel steht der Chloritgneis auch in der Tiefe des Sensentales 
und eines Teiles der Rabenwasserschlucht, von dem mächtigen Unter- 
devon des Drechslerkamp und der Mosanzensteine überlagert, an. Eine 
oberflächliche Unterbrechung findet nur bei Moskelle und bei Ehlend 
durch @as Diluvium und durch die Alluvionen des Oskawabaches 
statt. Abgetrennt davon tritt eine kleine Gneispartie überdies noch an 
der Horka östlich von Böhmisch-Liebau aus dem Unterdevon zutage. 

Als letztes von den in dem Bereiche der devonischen Ablagerungen 


liegenden Vorkommnissen der kristallinischen Schiefer ist der lang- 
+ 


642 Gejza Bukowski. [4] 


sedehnte, unregelmäßige Aufbruch von Chloritgneis auf dem Heger- 
steig zu nennen, den man seiner Position wegen als ein Verbindungs- 
slied zwischen dem Gneisgebiete am Prisenberg und jenem des Raben- 
wassertales bezeichnen darf. 

Wenn wir endlich noch die im Südwesten unter dem Kulm der 
Müglitzer Gegend bei Schweine und Lexen auftauchenden Glimmer- 
schiefer, Gneise und Phyllite, welche die unmittelbare Fortsetzung 
des in das benachbarte Olmützer Kartenblatt fallenden Phyllitzuges 
von Wessely und Dwatzetin bilden, und die vom Diluvium umgebene 
Gneisinsel bei Aujezd anführen, so haben wir damit die Angaben über 
die Verbreitung des kristallinischen Schichtensystems in unserem 
Terrain erschöpft. 

Von den stratigraphischen Hauptzügen, welche sich innerhalb 
der in Rede stehenden Bildungen hier der Beobachtung darbieten, 
sei als der wichtigste an erster Stelle das Vorhandensein zweier 
sich zu einander diskordant verhaltender Serien erwähnt. 

Sehr gewichtige Gründe sprechen dafür, daß der in dem Bürger- 
waldrücken und zwischen dem Brattersdorfer und Hermesdorfer Tale 
bei Schönberg entwickelte Biotit- Muskovit- und Zweiglimmergneis 
älter sei als alle übrigen kristallinischen Schiefer dieses Terrains und 
daß er außerdem in tektonischer Beziehung eine separate Gruppe 
bildet. Die Anhaltspunkte hiefür liefert im wesentlichen die Lagerung. 
Während der Schönberger Gneis, wie wir das erstgenannte Glied 
kurzweg bezeichnen wollen, sehr stark gefaltet ist, von der Karten- 
srenze bis zunı Kröneshügel zwei Mulden und zwei Sättel von normalem 
Baue aufweist, fallen die auf der anderen Seite des Hermesdorfer 
Tales an ihn im Streichen unmittelbar anstoßenden kalkführenden 
Glimmerschiefer und Gneise auf der analogen Breitenerstreckung 
konstant und gleichmäßig nach einer Richtung, nämlich nach Nord- 
west, ein. Zwei deutlich ausgeprägten kleineren Falten des ersteren 
entspricht also bei der benachbarten Glimmerschieferserie bloß ein 
Stück eines größeren Faltenflügels. Daraus allein kann wohl schon, 
da ein Bruch und eine Horizontalverschiebung hier nicht vorliegen, 
auf Diskordanz geschlossen werden. In dieser Ansicht werden wir 
aber auch noch durch den Umstand sehr bestärkt, daß auf .dem 
Schönberger Gneis an mehreren Stellen vereinzelte unregelmäßige 
Schollen von Glimmerschiefer, die Überreste einer früher offenbar 
zusammenhängenden Decke, ruhen. Die quer auf das Schichtstreichen 
verlaufende Grenze, welche genau mit dem Hermesdorfer Tale zu- 
sammenfällt, dürfte demnach lediglich als eine Denudationslinie auf- 
zufassen sein. 

Berücksichtigt man nebenbei auch die großen Unterschiede in 
dem petrographischen Habitus, so muß wohl zugegeben werden, daß 
(die Anschauung, der Biotit-Muskovit- und Zweiglimmergneis von Schön- 
berg stelle eine ganz selbständige, ältere, mehr gestörte Gruppe dar, 
der gegenüber sich die anderen kristallinischen Schiefer transgressiv 
und unkonform verhalten, keineswegs ungerechtfertigt sei. Die ent- 
gültige Entscheidung kann jedoch natürlich nicht früher erwartet 
werden, bis die Untersuchungen weiter im Norden völlig durch- 
geführt sind. 


ee EL 


[5] Nachträge zu den Erläuterungen des Blattes M.-Neustadt u, Schönberg. 643 


In der jüngeren Serie, welche sich durch eine sehr große Reich- 
haltigkeit an allerlei Gesteinstypen auszeichnet, habe ich seinerzeit, 
wie man aus meinen Aufnahmsberichten ersehen kann, auf Grund der 
Art der Gesteinsvergesellschaftung und unter Rücksichtnahme auf die 
Lagerung mehrere Komplexe unterschieden, deren Auseinanderhaltung 
schon deshalb geboten erschien, weil sie uns daselbst oft ein sehr 
wichtiges Hilfsmittel abgibt bei der Feststellung der tektonischen 
Verhältnisse. Die stratigraphische Anordnung dieser Komplexe ließ 


sich allerdings nicht immer sicher angeben — die Beobachtungen 
erstreckten sich auf ein zu kleines Gebiet — und daher dürfen, wie 


hier nachdrücklich betont werden soll, manche der in meinen älteren 
Aufsätzen darüber geäußerten Meinungen nur als Vermutungen be- 
trachtet werden. 

Eine Erscheinung, die unter anderen besonders auffällt, ist die, 
daß westlich vom Marchtale eine wesentlich andere petrographische 
Ausbildung herrscht als im Osten desselben. Der ganze randliche 
Landstrich von Buschin, Olleschau und Klösterle bis Mürau und das 
Gebirgsstück im äußersten Nordwesten des Blattes bis zu dem Phyllit- 
zuge von Hosterlitz setzen sich vorzugsweise aus Amphibolschiefern, 
aus dem Wackengneis von Hohenstadt, aus Hornblendegneis (Amphibol- 
granitit) und aus dem Perlgneis zusammen. Mit Ausnahme der Amphibol- 
schiefer und des bloß eine untergeordnete Rolle spielenden Glimmer- 
schiefers fehlen sämtliche hier verbreiteten Gesteinsarten auf der 
anderen Seite des Marchtales und umgekehrt kommen wieder die 
meisten in dem östlich von der March sich erhebenden Gebirge ver- 
tretenen kristallinischen Schichtgruppen, so der Schiefergneis des 
Tesstales, die quarzit- und die kalkführenden Glimmerschiefer mit 
den ihnen eingeschalteten diversen Gneissorten und der Chloritgneis, 
jenseits der bezeichneten Linie nicht vor. Dieser abweichende Charakter 
zeigt sich wenigstens im Rahmen des vorliegenden Kartenblattes sehr 
deutlich ausgeprägt. 

Unter gewissem Vorbehalte könnten wir also wohl von zwei 
differenten großen Schichtenkomplexen innerhalb der jüngeren kristal- 
linischen Schieferserie sprechen. Ob dieselben einander äquivalent sind, 
nur regionale Entwicklungsarten der gleichen Zeitperiode vorstellen 
oder’ verschiedene Niveaux . repräsentieren, läßt sich vorläufig nicht 
beurteilen. Sie stoßen daselbst aneinander allem Anscheine nach durch- 
weg an Brüchen. Die Grenze zwischen ihnen bildet einesteils der lange 
von Buschin im Jockelsdorfer Tälchen und dann von Olleschau ange- 
fangen weiter, im Marchtale sich ziehende Bruch, andernteils die 
mutmaßliche UÜberschiebungslinie bei Eisenberg a. M. mit dem ein- 
geklemmten entweder paläozoischen oder algonkischen Phyllitstreifen. 

Vom Fichtlingspasse und von dem unterdevonischen Rücken der 
Weißen Steine westwärts gegen das Tesstal fortschreitend, verquert 
man eine kontinuierlich erscheinende Reihe nordnordöstlich streichender 
und korstant nach Westnordwest einfallender Schiefergesteine, welche 
im großen und ganzen in zwei Gruppen aufgelöst werden kann. Die 
liegende, östliche Gruppe besteht aus dem von F.Becke so benannten 
Schiefergneis des Tesstales und den mit diesem wechselnden Amphi- 
boliten, Hornblende-Epidotschiefern und Aktinolithschiefern. Sie ver- 


644 Gejza Bukowski. [6] 


schwindet gegen Süden unter den unterdevonischen Ablagerungen. Die 
an dieselbe sich konform anschließende Hangendgruppe wird dagegen 
gebildet durch staurolith- und granatführende Glimmerschiefer, mit 
denen hie und da auch einzelne Lagen graphitischer oder phyllitischer 
Schiefer verknüpft sind, dann durch diverse Gneise, zum Teil Schiefer- 
sneise, zum Teil dickgebankte, sehr feldspathreiche, glimmerarme oder 
freie Gneise, die sich wiederholt den ersteren einschalten, und endlich 
durch Amphibolite und Quarzite, welche zuweilen in der Gestalt sehr 
mächtiger Zwischenkomplexe auftreten. 

Ohne daß sich der Gesamtcharakter irgendwie ändert, läßt sich 
die letztgenannte Serie ziemlich weit nach Südwest verfolgen. Erst 
bei Kolleschau, in der Gegend von Brünnles, Dreihöfen und zwischen 
Ullischen und Benke tritt an ihre Stelle allmählich der Chloritgneis. 
Das Schichtstreichen wendet sich nach und nach gegen Südwest. Bloß 
in der schmalen Randzone bei Zautke längs des Tesstales greift auf 
einmal die nordwestliche Streichrichtung Platz, welcher unvermittelte 
Wechsel, wie wir später sehen werden, wohl nur auf Bruchstörungen 
zurückzuführen ist. 

Die ganze Art der Aufeinanderfolge, wie sie sich in dem Profil 
von Rudelsdorf, Rabenseifen und Schöntal der Beobachtung darbietet, 
deutet darauf hin, daß wir es hier mit einer zusammenhängenden 
Schiehtreihe zu tun haben. Nach der Lagerung in dem von mir unter- 
suchten Gebiete urteilend, muß wohl der Schiefergneis des Tesstales 
als das stratigraphisch tiefere Glied bezeichnet werden. Das eine Über- 
kippung daselbst nicht vorliegt, läßt sich unter anderem auch aus 
dem Baue des nördlich benachbarten Gebirges mit einiger Wahr- 
scheinlichkeit entnehmen. Die konkordante Verbindung beider Gruppen 
bildet allein natürlich noch keinen Beweis für die Kontinuität der 
Schichtfolge, aber es gibt außerdem andere Anzeichen, durch welche 
diese Vermutung eine Stütze erhält. 

Ich habe in meinem letzten Aufnahmsberichte (Verhandl. d. K.k. 
geol. R.-A., 1893, pag. 133) die Möglichkeit zugegeben, daß die quarzit- 
führenden Glimmerschiefer und Gneise des Mittelstein, Rauchbeerstein 
etc. dem Phyllitzuge vom Kleinen Seeberg im Hohen Gesenke, also 
einer von jenen Gesteinszonen entsprechen, welche F. Becke 
(Sitzungsber. d. kais. Akad. d. Wissensch. in Wien, Bd. 101, 1892, 
pag. 292) als eingeklemmte schiefe Mulden einer jüngeren Formation 
innerhalb der Verbreitungsregion des dort zum großen Teil aus den 
Schiefergneisen des Tesstales bestehenden kristallinischen Grundgebirges 
auffaßt. Die Ähnlichkeit der Charaktere ist trotz des bei uns viel 
schärfer ausgeprägten kristallinischen Habitus in der Tat eine ziemlich 
auffallende. Es wäre aber entschieden viel zu gewagt, wenn man darauf- 
hin schon jetzt behaupten wollte, daß es sich hierbei um wirklich 
identische Bildungen handelt. Die Lösung dieser Frage kann erst die 
genaue Aufnahme des dazwischenliegenden Terrains bringen. 

F. Becke hat bezüglich der Gesteinsserie, aus welcher sich der 
Phyllitzug des Kleinen Seeberges und jener des Uhustein zusammen- 
setzen, die Mutmaßung geäußert, daß dieselbe vielleicht metamorpho- 
siertes Unterdevon sei. Was nun unsere mit Quarziten und Amphiboliten 
wechselnden Glimmerschiefer und Gmeise betrifft, so ist jeder Zweifel 


is 


[7] Nachträge zu den Erläuterungen des Blattes M.-Neustadt u. Schönberg. 645 


ausgeschlossen, daß sie viel älter sind als das Unterdevon. Es braucht 
nur auf die bereits aus der Karte leicht ersichtliche unregelmäßige 
Überlagerung derselben durch sicher unterdevonische Sedimente hin- 
gewiesen werden. 

Mögen auch manche in dem Auftreten einzelner Lagen von ein 
wenig phyllitischem Habitus etwas Befremdendes erblicken, so kann 
man doch den in Rede befindlichen Komplex wohl kaum anderswo 
einreihen als unter die jüngeren Gesteine des Archaieums. Außer der 
vollkommenen Konkordanz mit der Tessgneisgruppe lassen sich noch 
etliche andere Gründe anführen, welche dessen Zugehörigkeit zu der 
eben genannten Basisserie in hohem Grade wahrscheinlich machen. 

Die überwiegende Masse der diversen Gesteinsarten zeigt hier 
einen hochkristallinischen Charakter. Wir finden darin häufig Bänke 
eines ganz normalen Biotitgneises, der sich von dem des Bürgerwaldes 
bei Schönberg nur ungemein schwer unterscheiden läßt, dann sich 
häufig wiederholende Einschaltungen des gewöhnlichen Schiefergneises, 
wie er in der tieferen Partie am Hemmberge entwickelt ist, typische 
Hornblendeschiefer und Glimmerschiefer, endlich sehr feldspatreiche, 
‚wenig Glimmer enthaltende helle Gneise. Von einer scharfen Grenze 
gegen die Tessgneise und deren Amphibolite kann überhaupt nicht 
die Rede sein; man gewinnt ganz und gar den Eindruck, als ob sich 
der Ubergang allmählich vollziehen würde. Im Süden tritt ferner noch 
der Chloritgneis in den Schichtenverband ein. Derselbe kommt nach 
und nach immer mehr zur Herrschaft, bis schließlich die ganze Gruppe 
in ihm aufgeht. Falls nun diese metamorphisches Paläozoicum wäre, 
dann müßte der weitverbreitete Chloritgneis es ebenfalls sein. 

Ob die durch das Vorkommen von Graphit ausgezeichneten kristal- 
linischen Schiefer von Lexen und Schweine, welche aus dem Kulm 
emportauchen, mit den quarzitführenden Glimmerschiefern und Gneisen 
des Mittelsteingebietes und jenen von Frankstadt, Ullischen und 
Schönbrunn identisch sind, bleibt unerwiesen. Aber die überraschende 
Analogie in der petrographischen Entwicklung läßt wenigstens die 
Annahme, daß dies der Fall sei, als nicht unberechtigt erscheinen. 

Der Chloritgneis, den man als eines der wichtigsten Glieder der 
Jüngeren kristallinischen Schieferserie zu betrachten hat, spielt in dem 
zum Gesenke gehörenden Gebirgsabschnitte eine ganz hervorragende 
Rolle und nimmt namentlich in der östlich und südöstlich vom Tesstale 
gelegenen Region einen sehr bedeutenden Flächenraum ein. 

Gewisse Lagerungsverhältnisse, welche in den Berührungszonen 
mit dem zuweilen halbkristallinisch aussehenden Unterdevon anzu- 
treffen sind und die ich hier nicht weiter schildern will, haben C. v. 
Camerlander (vgl. Verhandl. d. k. k. geol. R.-A., 1886, pag. 299 
und 300) zu der Ansicht gebracht, daß der Chloritgneis vielfach das 
Silur repräsentiere. F.Becke und M. Schuster (Verhandl. d.k. k. 
geol. R.-A., 1887, pag. 113) haben dagegen diese Frage als eine offene 
betrachtet. Ersterer sagt dann später an einer anderen Stelle (Sitzungs- 
ber. d. kais. Akad. d. Wissensch. in Wien, Bd. 101, 1892, pag. 295) 
vom Chloritgneis, „daß derselbe keinen bestimmten stratigraphischen 
Horizont darstellt, sondern eine petrographische Ausbildungsform, 
welche an die Grenze mit überlagernden jüngeren Sedimenten geknüpft 


646 Gejza Bukowski. [8] 


erscheint und am auffallendsten dort zutage tritt, wo das kristallinische 
Grundgebirge und das Unterdevon scheinbar in Wechsellagerung 
auftreten.“ 

Nach den Verhältnissen urteilend, wie sie sich in dem uns 
beschäftigenden Terrain zeigen, halte ich es für einigermaßen begründet, 
der Meinung Ausdruck zu verleihen, daß ein Teil des daselbst aus- 
geschiedenen Chloritgneises das Aquivalent der vorhin besprochenen, 
mit Quarziten und Amphiboliten vergesellschafteten Glimmerschiefer 
und Gneise bildet. Solange noch der geologische Bau in dem Gebiete 
zwischen dem Tesstale und Deutsch-Liebau, der erst durch die nach- 
träglich erfolgten genaueren Aufnahmen mehr geklärt wurde, wenig 
erforscht war, habe ich bekanntlich an den Grenzen beider Komplexe 
Bruchstörungen angenommen. Auf Grund neuerer Begehungen hat 
sich jedoch diese Annahme als unhaltbar herausgestellt. Daß der 
Chloritgneis teilweise auch den Schiefergneis des Tesstales vertritt, 
geht aus den Studien F. Beckes im Hohen Gesenke unverkennbar 
hervor. Bei uns sind allerdings hierfür keine Beweise zu erbringen, 
aber wohl nur deshalb, weil das auflagernde Unterdevon überall den 
Kontakt verdeckt. 

Die relativ starke Faltung zeigt sich bei dem Chloritgneis be- 
sonders in den Aufbrüchen aus dem Unterdevon sehr schön ausgeprägt. 
Diese Aufbrüche besitzen naturgemäß einen antiklinalen Bau. Ab- 
weichungen von dem normalen nordnordöstlichen bis nordöstlichen 
Schichtstreichen begegnet man im allgemeinen nicht oft, fast immer 
nur auf jenen Strecken, die von Bruchstörungen durchzogen sind. 
Verworrene Lagerung herrscht in der Gegend von Liebesdorf und 
Ober-Deutsch-Liebau. Länger anhaltendes nordnordwestliches Schicht- 
streichen, das allmählich in eine rein nordsüdliche Richtung umbiegt, 
finden wir am Rande gegen die March zwischen Kolleschau und 
Raabe. Letztere Abweichung steht zweifellos mit dem großen Marchtal- 
bruche, von dem erst weiter unten des näheren die Rede sein wird, 
in ursächlichem Zusammenhange. 

Westlich vom Tesstale bis zur Kartengrenze bei Jockelsdorf 
weisen alle an der Zusammensetzung des so begr enzten Terrainstückes 
Anteil nehmenden Schichtgesteine, selbstverständlich mit Ausnahme 
des Schönberger Gneises, der als eine tektonisch separate, ältere, 
stärker gefaltete Serie unter ihnen hervorkommt, ein mehr oder 
minder gleichmäßiges nordwestliches Verflächen auf und schneiden 
sie gegen Süden an dem anfangs im Buschiner Tale, dann im March- 
tale verlaufenden Bruche plötzlich ab. Trotz des deutlich hervor- 
tretenden isoklinalen Baues dürften wir es aber hier keineswegs mit 
einer kontinuierlichen Schichtfolge zu tun haben, sondern mit drei 
verschiedenen, nicht unmittelbar zusammenhängenden Komplexen, die 
nur scheinbar, infolge tektonischer Vorgänge miteinander in kon- 
kordanter Verbindung stehen. 

An den Granit von Blauda und Schönberg, der ebenso die 
jüngeren kristallinischen Schiefer wie den Schönberger Gneis stock- 
und gangförmig durchbricht, schließt sich zunächst eine breite Zone 
von Glimmerschiefern und diversen, bald feingeschieferten, jenen des 
Tesstales bis zu einem gewissen Grade ähnlichen, bald glimmerarmen, 


[9]  Nachträge zu den Erläuterungen des Blattes M.-Neustadt u. Schönberg. 647 


hellen, festeren Gneisen an, die alle meistens rasch mit einander 
wechseln und stellenweise dünne Linsen von Kalk enthalten. Hie und 
da finden sich darin außerdem einzelne Lagen von Quarzschiefer 
eingeschaltet. Obzwar in diesem Komplexe Hornblendeschiefer und 
mächtigere Quarzitzüge nicht beobachtet wurden, dagegen häufig Kalk 
auftritt, mag es vielleicht kein Fehler sein, wenn man ihn den auf 
der anderen Seite des Tesstales entwickelten Glimmerschiefern und 
Gneisen anreiht. Darüber folgt sodann ein im Vergleiche dazu viel 
schmälerer Streifen eines sehr harten, lichten, zum Teil granulitischen 
Gneises, der sich orographisch als ein felsiger Kamm sehr scharf von 
der nächsten Umgebung abhebt, und auf dem letztgenannten Gneis 
ruht weiter gegen Westen konkordant der durch seine Charaktere 
stets leicht kenntliche Chloritgneis. Entlang der Linie zwischen dem 
Bahnhofe von Eisenberg a. M. und Aloistal, wo sich das Marchtal sehr 
stark verengt, greift der Chloritgneis auch auf das rechte Ufer der 
March hinüber, tritt uns aber hier nur noch in räumlich sehr be- 
schränkten Partien entgegen. Konform auf demselben liest zuletzt ein 
relativ mächtiger Kalkzug, der sich von Böhmisch-Märzdorf nach 
Eisenberg a. M. zieht und inmitten der obersten Häusergruppe dieser 
Ortschaft an dem auf einmal wieder erweiterten Marchtale sein süd- 
liches Ende erreicht. 

Daß wir bis hierher eine stratigraphisch ununterbrochene Gesteins- 
serie vor uns haben, kann wohl kaum einem Zweifel unterliegen. 
Nun folgt über dem Kalke, das gleiche Streichen und Verflächen ein- 
haltend, ein Komplex von Schichten, die sich durch ihren Jithologischen 
Charakter, zumal die deutlich klastische Beschaffenheit einiger offen- 
bar dazugehöriger Schieferpartien als ein fremdartiges Element ver- 
raten. Es ist dies der von mir unter dem Namen „Phyllit von Hosterlitz“ 
ausgeschiedene und als Paläozoicum unbestimmten Alters bezeichnete 
Sedimentzug. Derselbe wird dann konform überlagert von einer aus 
Amphibolschiefern, aus dem Hohenstädter Wackengneis, aus Horn- 
blendegneis (Amphibolgranitit) und aus dem Perlgneis bestehenden, 
ein ansehnliches Serpentinlager einschließenden Schichtgruppe der 
jüngeren kristallinischen Schiefer. 

Die zuletzt geschilderten Lagerungsverhältnisse wurden bekannt- 
lich auch in dem nördlich anstoßenden Gebiete durch ©. v. Camer- 
lander beobachtet. Die Erklärung jedoch, welche der genannte 
Forscher für sie zu geben versucht hat, scheint mir keineswegs zu- 
treffend zu sein. Camerlander nahm an (vgl. Verhandl. d. k. k. 
geol. R.-A., 1890, pag. 221), daß die vermutlich paläozoischen oder 
präkambrischen Bildungen des Phyllitzuges von Hosterlitz den einge- 
falteten Kern einer nach Südost überkippten Synklinale des archäischen 
Grundgebirges darstellen. Dem widerspricht aber sehr entschieden der 
Umstand, daß die beiden Flügel der supponierten Mulde in ihrer 
Zusammensetzung voneinander völlig verschieden sind. Auf der einen 
Seite sehen wir den granulitischen und den Chloritgneis in Verbindung 
mit dem Urkalke, auf der anderen hingegen die zuvor erwähnten 
hornblendereichen Gesteine. Ich möchte daher eher der Ansicht zu- 
neigen, daß hier ein Bruch vorliegt, an welchem die durch Amphibolite 
und den Hornblendegneis gekennzeichnete Schichtenserie über den 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Hft. (G. Bukowski.) 83 


648 Gejza Bukowski. [10] 


Chloritgneis geschoben und der Phyllit von Hosterlitz eingeklemmt 
wurde. 

An dem Aufbaue des übrigen, nicht mehr dem Gesenke ange- 
hörenden kristallinischen Terrains südlich vom Buschiner Tale und 
westlich von der March nehmen, wie schon eingangs gesagt wurde, 
dieselben Gesteine teil, denen man im äußersten Nordwesten des 
Blattes begegnet. Nur der Serpentin fehlt daselbst. Sie bilden, von der 
abweichend gelagerten randlichen Partie bei Klein-Heilendorf und 
Visehor, welche nach Nordost streicht, abgesehen, ein großes vom 
Sazawaflusse durchschnittenes Gewölbe, das eine südöstliche bis ost- 
südöstliche Streichrichtung aufweist. Das tiefere Glied, der Kern der 
Antiklinale, besteht aus dem Wackengneis von Hohenstadt. In dem 
höheren Teile der offenbar kontinuierlichen Serie erscheinen im 
Wechsel mit diesem Amphibolschiefer, Hornblendegneis, Perlgneis 
und streckenweise auch ein schuppigflaseriger Muskovitgneis. Während 
aber im nordnordöstlichen Flügel der Hornblendegneis vorherrscht, 
überwiegen in dem südsüdwestlichen Schenkel die Amphibolite. 

Unter den tektonischen Zügen fesselt unsere Aufmerksamkeit 
besonders einer in sehr hohem Grade. Es ist dies das unmittelbare 
Aneinanderstoßen zweier wegen ihres grundverschiedenen Schicht- 
streichens in gewissem Sinne selbständiger Gebirgsmassen. Dieser 
schon deshalb sehr bemerkenswerte Zug, weil für dessen Erfassen 
ein flüchtiger Blick auf die Karte genügt, prägt sich, wie nachdrücklich 
hervorgehoben werden muß, bloß in dem kristallinischen Grundgebirge 
aus. Alle übrigen Bildungen, soweit sie überhaupt gestört sind, mit- 
hin lediglich das von vornherein diesbezüglich außer Betracht kommende 
Quartär ausgenommen, gehören einem einzigen Faltensysteme an. 
Die bei den paläozoischen Absätzen verhältnismäßig selten zu beobach- 
tenden lokalen Abweichungen im Schichtstreichen ändern an der be- 
sagten Tatsache nichts. Wie man also sieht, treten hier demzufolge 
die kristallinischen Schiefer in einen scharfen Gegensatz zu den auf 
ihnen ruhenden devonischen und karbonischen Ablagerungen. 

Die Grenze zwischen den beiden Gebirgsmassen bilden das 
enge Tal des Jockelsdorfer Baches von Buschin an und in der Fort- 
setzung das Marchtal von Olleschau angefangen bis gegen Müglitz hin. 

Nordöstlich und östlich von der eben genannten, zunächst nach 
Südost, dann aber nach Süd verlaufenden Linie herrscht, wenn wir 
einzelne schmale Randstrecken entlang dem Marchtale und dem 
Tesstale abrechnen, überall nordöstliches oder nordnordöstliches 
Schichtstreichen. Die gleiche Faltenrichtung zeigen im großen und 
ganzen außerdem auch die auf der rechten Seite der March in der 
Müglitzer Gegend sich ausdehnenden, nahe an Groß-Rasel heran- 
reichenden Kulmablagerungen und die unter ihnen aufbrechenden 
kristallinischen Schiefer von Lexen-Schweine und bei Aujezd. Dieses 
Gebiet stellt sich seinem Baue nach als ein Teil des sudetischen 
Gesenkes dar. | 

Anders verhalten sich hingegen jene kristallinischen Schicht- 
gesteine, welche im Westen vom Marchtale zwischen Buschin und 
Mürau entwickelt sind. Dieselben streichen, von einer räumlich be- 
schränkten Partie bei Klein-Heilendorf und ViSehor abgesehen, nach 


[11] Nachträge zu den Erläuterungen des Blattes M.-Neustadt u. Schönberg. 649 


Südost oder Ostsüdost. Letztere Region kann denn auch deshalb nicht 
mehr den Ausläufern des Hohen Gesenkes beigezählt werden. Es ist 
vielmehr vollkommen klar, daß wir es daselbst mit einem Stücke der 
nordostböhmischen Gebirgsumwallung, und zwar mit dem äußersten 
Ende jenes Sudetengliedes zu tun haben, das sich vom Böhmischen 
Kamm gegen Südost zieht. 

Daß das Zusammenstoßen des zum Gesenke gehörenden Terrain- 
abschnittes mit der von Nordwest her streichenden kristallinischen 
Schieferzone an Brüchen erfolgt, darüber kann unter den gegebenen 
Umständen wohl nicht der geringste Zweifel obwalten. 

Schon Lipold hat (Jahrb. d. k. k. geol. R.-A., Bd. X, 1859, 
pag. 235—236) in richtiger Erkenntnis der Tatsachen dargelegt, daß 
die vorhin beschriebene, durch das Buschiner Tal und dann von dessen 
Einmündung weiter abwärts durch das Marchtal markierte Boden- 
furche, welche beide Gebiete auf langer Erstreckung voneinander trennt, 
einer großen Bruchstörung entspricht, an die sich nebenbei auch eine 
beträchtliche Horizontalverschiebung eines Teiles der Schichten knüpft. ° 
Aus dem Umstande, daß wir den gegenüber Klösterle und bei Eisenberg 
a. M. plötzlich abschneidenden Chloritgneis samt dem darauf ruhenden 
Kalk weit davon im Südosten bei Lessnitz, Leschen und Witteschau 
mit verändertem, nordnordwestlichem Schichtstreichen wiederfinden, 
darf geschlossen werden, daß der südliche Abschnitt des hier zerrissenen 
Gesteinskomplexes um ein ansehnliches Stück gegen Südost hinaus- 
gedrängt wurde. Die verbindenden Spuren des auseinandergezerrten 
Urkalkes mögen, bemerkt Lipold, in der Tiefe des Marchtales zu 
suchen sein. 

Mit diesem Hauptbruche hängen zweifellos die schon früher er- 
wähnten widersinnigen Schichtenstörungen auf das innigste zusammen, 
welche uns in der Umrandung des Marchtales auf einzelnen Strecken 
entgegentreten. Man hat allen Grund anzunehmen, daß ersterer 
da und dort von Nebenverwerfungen begleitet wird. Ein kleiner Bruch 
zweiter Ordnung scheidet offenbar die bei Klein-Heilendorf und 
Visehof nordöstlich streichenden Ampbibolschiefer und Perlgneise 
von der die südöstliche Richtung verfolgenden Hauptmasse der dortigen 
kristallinischen Gesteine und die gleiche Erklärung erheischen sodann 
auch die Lagerungsverhältnisse in der Gegend von Kolleschau, 
Brünnles und in der Nadluczy-Landschaft, wo der im Wechsel mit 
Glimmerschiefern stehende Chloritgneis plötzlich sein Schichtstreichen 
ändert, anscheinend ohne Übergang die südwestliche Richtung mit 
der nordnordwestlichen vertauscht. 

Als ein von Brüchen umgrenztes Gebirgsstück stellt sich außerdem 
der randliche Streifen von Glimmerschiefern, Amphiboliten und Gneisen 
zwischen Schönbrunn und Kolleschau bei Zautke dar. Es geht dies 
ziemlich sicher aus dem widersinnigen Verlaufe hervor, den hier die 
Schichten gegenüber dem umgebenden Terrain zeigen, insbesondere, 
wenn man in Betracht zieht, daß der Wechsel des Schichtstreichens 
unvermittelt eintritt. Wir haben also wichtige Anzeichen dafür, daß 
auch das Gebiet des unteren Tesstales der Schauplatz von Bruchvor- 
sängen war, die sich wohl zu derselben Zeit wie jene der Marchtal- 
strecke, ja in engster Verknüpfung mit ihnen, abgespielt haben dürften. 

63* 


650 Gejza Bukowski. [12] 


Die Frage, ob sonst noch im Bereiche unserer kristallinischen 
Schiefer tektonische Störungen von der in Rede stehenden Art vor- 
kommen, läßt sich nicht mit Gewißheit beantworten. Immerhin kann 
aber in zwei Fällen diesbezüglich wenigstens einer Vermutung Raum 
gegeben werden. Der eine Fall betrifft die größtenteils durch den 
Kulm verhüllte Grundgebirgsregion westlich von Müglitz, in der die 
Existenz einer größeren Bruchlinie insofern sehr wahrscheinlich ist, 
als dadurch in einfachster und in analoger Weise, wie im Buschiner 
Tale, das Zusammenstoßen zweier tektonisch verschieden gebauter 
kristallinischer Gebiete, des von Mürau und jenes von Lexen, erklärt 
wird. In dem. zweiten Falle handelt es sich um die Gegend von 
Eisenberg a. M., wo manches, wie schon vorhin einmal bemerkt 
wurde, dafür spricht, daß hier eine Aufschiebung oder eine Über- 
schiebung vorliegt, an der die Gesteine des Hosterlitzer Phyllitzuges 
zwischen dem von Urkalk begleiteten Chloritgneis und dem aus 
Wackengneis, Hornblendegneis, Perlgneis, Serpentin und Hornblende- 
schiefern zusammengesetzten Schichtenkomplexe eingeklemmt sind. 

Der im vorangehenden skizzierte Aufbau läßt sich nun in wenigen 
Worten dahin charakterisieren, daß unser jüngeres kristallinisches 
Terrain Stücke zwei verschiedener Faltensysteme umfaßt und von 
einer Anzahl miteinander verbundener Brüche durchzogen ist, die, un- 
sefähr ausgedrückt, teils nordöstlich, teils nordwestlich verlaufen, somit 
in vollkommenem Einklange mit dem einerseits im Gesenke, anderseits 
in der Hohenstädter Region herrschenden Schichtstreichen stehen. 

Über den mehrmals erwähnten Phyllitzug von Hosterlitz findet 
man die wichtigsten Angaben bereits in den Erläuterungen zu dieser 
Karte. Hier sei nur noch beigefügt, daß dessen petrographischer Habitus 
weder an die devonischen noch an die unterkarbonischen Bildungen 
erinnert. So wurde denn der besagte Sedimentstreifen vorläufig als 
Paläozoicum unbestimmten Alters ausgeschieden, zumal da für die 
Feststellung des Alters ebenso die Lagerungsverhältnisse wegen seiner 
isolierten Position inmitten der kristallinischen Schichtgesteine keinen 
Anhaltspunkt boten. Ich darf es jedoch keineswegs unterlassen, noch- 
mals mit großem Nachdrucke hervorzuheben, daß diese Einreihung 
bloß als eine provisorische zu betrachten ist, denn, wenn wir den 
lithologischen Charakter vollends berücksichtigen, so kann anderseits 
auch die Möglichkeit durchaus nicht von der Hand gewiesen werden, 
daß es sich daselbst um Absätze aus präkambrischer Zeit handle. 

Das Unterdevon spielt in dem Aufbaue des uns beschäftigenden 
Terrains sowohl zufolge der sehr bedeutenden Mächtigkeit als auch 
im Hinblicke auf die Größe des Areals, welches im Rahmen dieses 
Kartenblattes auf dasselbe entfällt, eine ganz hervorragende Rolle. 
Seine Verbreitung bleibt dabei beschränkt auf das Gebiet östlich vom 
Tesstale und vom Marchtale, wo es, soweit die Beobachtungen reichen, 
unmittelbar den kristallinischen Schichtgesteinen auflagert und wo es 
schließlich gegen Osten unter den Kulmablagerungen verschwindet. 

Wir sehen die unterdevonischen Bildungen vor allem den sattel- 
förmigen Aufbruch von Chloritgneis, der von Böhmisch-Liebau über 
Ehlend und Oskau, über den Totenstein, Eibenstein, Hofberg und 
Schoßhübel fortstreicht und dann bei Altendorf und im Klausgraben 


[13] Nachträge zu den Erläuterungen des Blattes M.-Neustadt u. Schönberg. 651 


plötzlich endet, auf beiden Seiten in breiten Zonen begleiten. Sie 
ruhen hier konform auf dem Chloritgneis, zeigen demnach wie dieser 
einen antiklinalen Bau. Im Norden, dort, wo der Chloritgneis unter 
sie hinabtaucht, vereinigen sich die beiden Flügel der Antiklinale, so 
daß man auf der ganzen langen Strecke zwischen dem Fichtlingpasse 
am Hemmberg und der Mohrauer Grauwackenregion bloß unter- 
devonischen Gesteinen begegnet. Die östliche Umrandung der letzteren 
bilden, wie bereits gesagt wurde, Ablagerungen des Unterkarbon. Die 
Grenze gegen den Kulm läuft über Ober-Mohrau, Johnsdorf, Edersdorf, 
östlich von Hangenstein, an Reschen und Deutsch-Eisenberg vorbei 
gegen Pinkaute. 

In dem südöstlichen Flügel des großen Sattels zieht sich also 
das Unterdevon ungefähr von Nordost nach Südwest, die nähere und 
weitere Umgebung von Neudorf, Janowitz, Neufang, Bergstadt, Pürkau 
und Deutsch-Eisenberg zusammensetzend, ununterbrochen bis zur 
Niederung von Mährisch-Neustadt hin, welche es bei Ehlend, Trübenz 
und Pinkaute erreicht. Die weiter auf der linken Seite des Oskava- 
tales inselartig aus dem Diluvium emportauchenden Vorkommnisse an 
der Horka bei Böhmisch-Liebau und am Hofberg bei Schönwald 
stellen sich als Fortsetzung der in Rede stehenden Zone dar. 

In dem großen, westlich von dem vorhin genannten Chlorit- 
gneiszuge sich ausdehnenden Gebiete schließen sich an den nord- 
westlichen Schenkel der eben besprochenen Antiklinale noch andere 
kleinere Falten an, deren Konstatierung gleichfalls keine besonderen 
Schwierigkeiten bereitet. Dieselben sind hauptsächlich durch das 
Hervortreten der kristallinischen Gesteine auf dem Hegersteig sowie 
am Prisenberg bei Bladensdorf deutlich erkennbar. Hier dringt das 
Unterdevon sehr weit nach Westen vor. Von dem tief eingeschnittenen 
oberen Teile des Oskavatales und von den Mosanzensteinen läßt es 
sich quer auf das Streichen, ohne daß die Kontinuität verloren geht, 
bis nach Frankstadt und Schöntal verfolgen. Als besonders bemerkens- 
wert muß ferner hervorgehoben werden, daß es daselbst verschiedene 
Glieder seiner Unterlage, der kristallinischen Schieferserie, überdeckt, 
wobei dessen Verbreitungsgrenzen gegen letztere, wie man aus der 
Karte klar ersieht, äußerst gewundene Linien ausmachen. An der 
Straße oberhalb der Häusergruppe Fichtling, in dem Zuge der Weißen 
Steine und Schwarzen Steine, in Gebiete des Haidstein und am 
Glasberg, wo die Grenzlinie unter sehr starken Krümmungen zunächst 
nach Südwest bis in die Nähe des Haidstein und dann nach plötzlicher 
Umschwenkung an der alten Brandstraße gegen Nordwest läuft, stehen 
die unterdevonischen Bildungen mit dem Schiefergneis des Tesstales 
und den ihm eingeschalteten Amphibolschiefern in Berührung. Weiter 
im Westen, bei Rabenseifen, wo die Grenze durch ihre zickzack- 
förmigen Biegungen nicht minder auffällt, und bei Schöntal und 
Frankstadt, wo dieselbe wieder auf längere Erstreckung hin die süd- 
westliche Richtung nimmt, finden wir sie im Kontakt mit der Gruppe 
des Glimmerschiefers, der ihm untergeordneten Gneise, der Amphi- 
bolite und Quarzite, welche das randliche Berg- und Hügelland auf 
der linken Seite des Tesstales aufbaut. Zwischen Frankstadt und 
Deutsch-Liebau endlich, innerhalb welchen Ausdehnungsraumes die 


652 Gejza Bukowski. (14] 


oberflächliche Trennungslinie das höchste Ausmaß an mannigfachen 
Wendungen erreicht, ruhen sie zum Teil noch auf dem Glimmer- 
schiefer, vorwiegend aber auf dem Chloritgneis. 

Dieser Region gehören unter anderem die bedeutendsten Er- 
hebungen unseres Terrains an, der Haidstein, wie der lange, hohe 
Rücken der Haidsteine und des Weißen Steines. Außerdem umfaßt 
dieselbe nahezu den ganzen Frankstädter Wald, das Tschimischler 
und habensteiner Waldgebirge mit dem Toten Mann, Habichtsberg, 
Rabenstein, Weinhübel und mit den Mosanzensteinen, dann weiter 
im Norden den Drechslerkamp, den Schönberg, den Käuligerberg 
und die Steinkoppe samt dem westlich von der Steinkoppe sich bis 
zum Hemmberg erstreckenden Hochplateau, das Bergterrain zwischen 
Oskau und Bladensdorf, einen großen Teil der Umgebung von Bladens- 
dorf und das Hügelland nördlich von Deutsch-Liebau mit Ausnahme 
der dem kristallinischen Gebirge zufallenden Anteile beim Hohen 
Haus, an der Hohen Vibich, am Wachberg, am Büschelberg, beim 
Ameisenhübei und bei Moskelle. 

Aus der Gegend von Deutsch-Liebau setzt sich das Unterdevon 
gegen Südwest bis über Mährisch-Aussee fort. Seine letzten Spuren 
finden wir noch ziemlich weit im Süden von Mährisch-Aussee. Sie 
nehmen hier, durch die mächtige diluviale Decke oberflächlich stark 
zerstückelt, noch sehr beträchtliche Räume des zwischen dem March- 
tale und dem Oskavatale liegenden, hügeligen und bergigen Terrains 
ein, Ja im Vergleiche zu ihnen tritt der von Südwesten herstreichende 
Kulm, was die Verbreitung anbelangt, sogar sehr stark zurück. 

Die größte zusammenhängende Ausdehnung besitzen daselbst 
die unterdevonischen Bildungen im Bradl-Wald, an den sich dann 
einerseits das Gebiet von Liebesdorf, Nebes, Rohle, Steine, Bezdiek, 
Poleitz, anderseits jenes von Kloppe, Lepinke, der Skalka und 
des Vorder-Zahon anschließt. Bloß in dem Streifen zwischen Rohle 
und Poleitz erscheinen sie durch etwas mächtigere diluviale Tal- 
ausfüllungen in drei von einander getrennte Partien zerschnitten. 
Aus unterdevonischen Absätzen bestehen ferner die gleich östlich 
und südlich von Mährisch-Aussee sich erhebenden Hügel. Mit dem 
Taubenbuschberg bei Pissendorf bilden diese Hügel ein räumlich 
nichts weniger als unbedeutendes Gebiet des Unterdevon. Größeren 
Inseln begegnen wir am Hinter-Zahon und bei Markersdorf. Kleinere 
Aufbrüche kommen endlich vor am Rande des Oskavatales bei Grätz, 
auf der Dlouha hora bei Treublitz, am Buschelberg bei Storzendorf, 
am Silberberg bei Deutschlosen, bei Meedl, zwischen dem Silberberg 
und Meedl, am Roten Berg bei Königlosen und bei Pinke westlich 
von Mährisch-Neustadt. 

Eine verhältnismäßig große unterdevonische Scholle liegt östlich 
vom Marchtal entlang der Strecke Dubitzko-Leschen auf dem Chlorit- 
gneis. Sie weist eine sehr unregelmäßige Form auf und wird vor 
allem bezeichnet durch den Polankaberg, durch den Hohen Rücken 
und den Weißen Steinberg. Die in nächster Nähe bei Raabe be- 
findliche Partie, welche von ihr durch einen Streifen des dazwischen 
zutage tretenden Chloritgneises geschieden wird, muß natürlich auch 
dazu gerechnet werden. 


15] Nachträge zu den Erläuterungen des Blattes’ M.-Neustadt u. Schönbere. 653 
g g 099 


Es bleibt nur noch anzuführen übrig, daß sich außerdem bei 
Schweine drei isolierte, inselartige Aufbrüche im Diluvium finden, 
die als Verbindungsglieder zwischen dem Gebiete des Hohen Rückens 
und dem von Bezdiek zu betrachten sind. 

‚Dafür, daß die hier als unterdevonisch aufgefaßten Schichten 
wirklich insgesamt dieser Zeitperiode angehören, liegen aus unserem 
Terrain bis jetzt paläontologische Beweise nicht vor. Die einzigen 
von da bekannt gewordenen Fossilien sind Crinoidenstielglieder und 
unbestimmbare Brachiopodenreste, welche F. Kretschmer bei Pinke 
in einem dort den Grünschiefern eingeschalteten, von Eisenerzen 
begleiteten und bloß durch den Grubenbau aufgeschlossenen Kalke 
gefunden und über die er in seiner Abhandlung „Die Eisenerzlager- 
stätten des mährischen Devon“ (Jahrb. d. k. k. geol. R.-A., Bd. 49, 
1899, 5. 46—47) nähere Mitteilungen gemacht hat. Für die Fixierung 
des Alters erscheinen diese Crinoidenreste und Brachiopodenspuren 
leider ungeeignet. Trotzdem kann jedoch kein Zweifel darüber ob- 
walten, daß wir es daselbst durchweg mit unterdevonischen Bildungen 
zu tun haben. Erstens erweisen sich dieselben als die direkte Fort- 
setzung jener Absätze bei Würbental, deren Alter bekanntlich von 
F. Roemer (Über die Auffindung devonischer Versteinerungen auf 
dem Ostabhange des Altvatergebirges in Zeitschr. d. deutsch. geol. 
Ges., Berlin, 1865, S. 579 und Geologie von Oberschlesien, 1870, S. 5) 
als ein unterdevonisches durch bezeichnende Petrefakte sicher fest- 
gestellt wurde, und dann herrscht auch in den petrographischen 
Merkmalen wie überhaupt in der ganzen Art der Vergesellschaftung 
der Gesteinstypen eine so weitgehende Übereinstimmung mit den 
eben genannten Ablagerungen von Würbental, daß eine andere Alters- 
deutung geradezu ausgeschlossen ist. 

Die in der Literatur vielfach erörterte Frage, wie sich die Lage- 
rungsverhältnisse zwischen unserem Unterdevon und den angrenzend 
und darunter hervortretenden kristallinischen Schichtgesteinen im 
ganzen am besten erklären lassen, möchte ich auf Grund der von mir 
gesammelten Beobachtungen vorderhand in dem Sinne beantworten, daß 
der Absatz des Unterdevons hier unmittelbar auf der kristallinischen 
Unterlage in übergreifender Weise und jedenfalls diskordant erfolgt 
sei. Zu dieser Anschauung gelangt man wenigstens ohne besondere 
Schwierigkeiten, wenn man die gegenseitige Position sowohl in den 
westlichen als auch in den östlichen Regionen des in Rede stehenden 
Terrains einer genaueren Betrachtung unterzieht. 

Daß die unterdevonischen Sedimente mit verschiedenen Gliedern 
der kristallinischen Schieferserie in direkte Berührung treten und daß 
ihr Verhalten den letzteren gegenüber dabei nicht immer ein gleiches 
sei, wurde schon kurz vorher betont. Am Fichtlingpaß legen sie sich 
beispielsweise mit nordöstlichem Streichen quer auf den ostwestlich 
streichenden Schiefergneis des Hemmberges. Im Gebiete der Weißen 
Steine, des Haidsteines, am Glasberg und bei Rabenseifen zeigen 
beide Systeme wieder nahezu dasselbe Verflächen und der Kontakt 
findet daselbst zum Teil mit dem feinschiefrigen Tessgneis, zum Teil 
mit den jüngeren Glimmerschiefern und den dazugehörigen Amphibol- 
schiefern statt. Der äußerst unregelmäßige Verlauf der oberflächlichen 


654 Gejza Bukowski. [16] 


Grenzlinie bildete, nebenbei bemerkt, schon früher den Gegenstand 
eingehenderer Darstellung. Mit dem Chloritgneis endlich steht das 
Unterdevon, wie wir sahen, häufig in konkordanter Verbindung. Da 
nun der Chloritgneis nach den Ergebnissen meiner Untersuchungen 
und jener F. Beckes im Hohen Gesenke von dem Schiefergneis des 
Tesstales, ebenso auch von den Glimmerschiefern als ein jüngeres 
Gebilde nicht abgesondert werden kann und, wie sich Becke (Vor- 
läufiger Bericht über den geologischen Bau und die kristallinischen 
Schiefer des Hohen Gesenkes [Altvatergebirge]. Sitzungsber. d. kais. 
Akad. d.Wissensch. inWien, 1892, pag. 295) ausdrückt, keinen bestimmten 
stratigraphischen Horizont, sondern nur eine petrographische Aus- 
bildungsform darstellt, so müssen wir im Hinblicke auf das sonst 
konstatierte Verhältnis des Unterdevons zum kristallinischen Grund- 
gebirge in diesen Fällen den konformen Anschluß entweder als einen 
zufälligen oder als einen scheinbaren, später zustande gekommenen 
ansehen. 

Bei sorgfältiger Prüfung aller Erscheinungen, welche sich auf 
den entblößten Strecken der besagten Auflagerungsfläche der Beob- 
achtung darbieten, kann, um es zu wiederholen, ohne weiteres an- 
genommen werden, daß die geschilderten Verhältnisse durch Trans- 
gression bedingt sind, daß die kristallinischen Schiefer die normale, 
ursprünglich diskordante Basis des Unterdevons bilden. Die unter- 
devonische Decke mag dabei schon zu Anfang unregelmäßig gewesen 
und dann nachträglich noch bei den Faltungen sowie durch die 
Denudation mehr zerrissen worden sein. Eine andere Erklärung, die, 
nebenbei gesagt, durchaus nicht gleich als ganz unberechtigt bezeichnet 
werden darf, wäre dann die, daß daselbst eine später wieder gefaltete 
große Aufschiebung vorliegt. 

Längs gewisser Strecken, so zwischen Schöntal und Frankstadt, 
ferner im Bradiwaldterrain, insbesondere aber westlich von Nebes und 
am Lubischekberg fallen die unterdevonischen Bildungen unter die 
kristallinischen Schiefer ein. Diesen Eindruck gewinnt man wenigstens 
aus den Beobachtungen in einzelnen oberflächlichen Aufschlüssen. Ob 
nun hier Brüche vorliegen oder ob es sich bloß um irgendwelche 
Faltungserscheinungen ohne Hinzutreten von Bruchstörungen, vielleicht 
nur um einfache Uberkippungen handelt, läßt sich nicht mit Sicherheit 
entscheiden, vor allem, weil die Trennung der Gruppen und der 
unterschiedlichen Gesteine zufolge des häufig außerordentlich ähnlichen 
äußeren Habitus und das Studium des Baues im allgemeinen wegen 
der äußerst großen Seltenheit besserer Entblößungen auf ungeheure, 
vielfach unüberwindliche Schwierigkeiten stoßen. 

Die durch C. v. Camerlander (Verhandl. d. k. k. geol. R.-A., 
1886, pag. 299—300, und 1889, pag. 260) aus dem Terrain des 
nördlich angrenzenden Kartenblattes wiederholt erwähnte angebliche 
Wechsellagerung von unterdevonischem Tonschiefer mit dem Chlorit- 
gneis, welchem der Genannte silurisches Alter zuzuschreiben geneigt 
war, läßt verschiedenerlei Deutungen zu. In erster Linie frägt sich, 
ob die in den betreffenden Fällen als unterdevonisch aufgefaßten 
Schiefer nicht etwa mit den dem Chloritgneis häufig eingeschalteten 
dunklen, erdig aussehenden, chloritischen Zwischenlagen verwechselt 


[17] Nachträge zu den Erläuterungen des Blattes M.-Neustadt u. Schönberg. 655 


wurden. Anderseits erscheint auch ein Irrtum in umgekehrter Richtung 
insofern nicht ausgeschlossen, als manche Gesteine des Unterdevons 
ein sehr kristallinisches Gepräge zur Schau tragen und sich gewissen 
Sorten des Chloritgneises so sehr nähern, daß eine Verwechslung leicht 
stattfinden kann. Es gilt dies namentlich von den feldspatreichen 
Grünschiefern, welche zum größten Teil nichts anderes sind als 
veränderte Uralitdiabastuffe. Endlich besteht noch die Möglichkeit, 
ja es ist sogar am wahrscheinlichsten, daß an den betreffenden Punkten 
bloß verwickeltere Einfaltungen oder Einpressungen vorliegen, die 
besonders bei dem öfters vorkommenden, zufällig konformen Anschlusse 
infolge von mannigfachen Frosionswirkungen den Eindruck einer 
Alternation hervorrufen. 

Auch in unserem Terrain gibt es übrigens Strecken, so beispiels- 
weise in der Bladensdorfer Gegend, dann bei Dubitzko und Raabe, 
die ohne weiteres als ein Analogon hierzu zu bezeichnen sind. Nirgends 
konnten jedoch irgendwelche Anhaltspunkte gewonnen werden, die als 
Stütze für die Anschauung Camerlanders dienen könnten. 

Es soll nur noch hinzugefügt werden, daß F. Beeke und 
M. Schuster gelegentlich der geologischen Durchforschung des 
Hohen Gesenkes in bezug auf das Lagerungsverhältnis zwischen dem 
Unterdevon und den kristallinischen Schiefern gleichfalls zu der hier 
befürworteten Ansicht gelangt sind. Sie berichten in den Verhand- 
lungen der k. K. geologischen Reichsanstalt 1887, pag. 115, daß die 
devonischen Phyllite und Quarzite diskordant auf der hier aus Gneis, 
dort aus Glimmerschiefer gebildeten archäischen Unterlage liegen. Die 
Diskordanz braucht aber natürlich nicht stets klar ersichtlich zu sein. 
Sie konnte durch tektonische Vorgänge mitunter vollkommen unkenntlich 
gemacht werden. Daß im Hohen Gesenke nebstbei einzelne Grenzen 
zwischen den kristallinischen Schiefern und dem Unterdevon auch 
durch Brüche bedingt werden, hält Becke (Sitzungsber. d. kais. Akad. 
d. Wissensch. in Wien, Bd. 101, 1892, pag. 296) keineswegs für aus- 
geschlossen, und wie wir gesehen haben, darf ebenso bei uns da und 
dort die Existenz ähnlicher Verhältnisse nicht von vornherein negiert 
werden. 

Was die petrographische Ausbildung anbelangt, so bietet das 
Unterdevon eine überaus große Mannigfaltigkeit dar. Es ließen sich 
darin nicht weniger als sieben Ausscheidungen vornehmen, von denen 
die Mehrzahl überdies noch verschiedene, allerdings einander ver- 
wandte Gesteinsabarten umfaßt. Zwischen den einzelnen Gesteinen 
findet zumeist ein sehr lebhafter Wechsel statt. Im Hinblicke auf die 
in einigen Arbeiten geäußerten gegenteiligen Meinungen muß vor allem 
betont werden, daß nach den Ergebnissen, zu denen ich gelangt bin, 
keiner unter diesen petrographischen Ausscheidungen irgendwelche 
stratigraphische Bedeutung zukommt. Nur die von F. Kretschmer 
(Die Eisenerzlagerstätten des mährischen Devon. Jahrb. d. k. k. geol. 
R.-A., Pd. 49, 1899, pag. 31 und 43) als das jüngste Glied betrachteten 
Quarzsandsteine von Meedl und von Deutschlosen, deren Position 
übrigens den anderen Gebilden gegenüber durchaus nicht so sicher zu 
konstatieren ist, wie man nach Kretschmers Mitteilungen glauben 
könnte, mögen vielleicht in der Beziehung eine Ausnahme machen. 


Jahrbuch d.k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Band, 3. u. 4. Hft. (G. Bukowski.) 84 


656 Gejza Bukowski. [18] 


Wenn man unter Berücksichtigung des Faltenbaues die Verteilung der 
unterschiedlichen Gesteine überblickt, so zeigt es sich, daß dieselben 
in allen möglichen Niveaux wiederkehren und, von den schwarzen 
Tonschiefern allein abgesehen, selten länger anhalten, sondern bald 
früher, bald später auskeilen, einander im Streichen ersetzen. Daß 
sich ferner die Faziesänderungen häufig unter allmählichem petro- 
graphischen UÜbergange vollziehen, braucht wohl nicht näher erörtert 
zu werden. 

Nach welcher Methode die sich außerordentlich schwierig ge- 
staltenden Abgrenzungen kartographisch zur Darstellung gebracht 
wurden und welche Fehler das daselbst einzig mögliche Verfahren 
eventuell im Gefolge haben kann, ist schon in den Erläuterungen 
auseinandergesetzt worden. Nicht überflüssig dürfte es dagegen sein, 
zu wiederholen, daß die auf der Karte eingetragenen Verbreitungs- 
bezirke der diversen Ausscheidungen eigentlich nur als Regionen auf- 
zufassen sind, in denen dieses oder jenes Gestein, beziehungsweise 
diese oder jene Gesteinsgruppe vorherrscht. 

Für die Beurteilung der bei den geologischen Aufnahmen im 
mährisch-schlesischen Grauwackengebiete sich in den Vordergrund 
stellenden Frage, welche Bildungen einesteils als mitteldevonisch, 
andernteils als oberdevonisch und welche als Vertreter des Kulm zu 
betrachten sind, war seit dem Erscheinen der Abhandlung E. Tietzes: 
„Die geognostischen Verhältnisse der Gegend von Olmütz“ (Jahrb. d. 
k. k. geol. R.-A., 1893, Bd. 45) eine neue Richtschnur gegeben. In 
der genannten Arbeit hat bekanntlich E. Tietze den Standpunkt 
F.Roemers, wonach in Mähren und Schlesien, anschließend an das 
Unterdevon, eine mehr oder minder regelmäßige, zonare Aufeinander- 
folge des Mitteldevons, Oberdevons und Kulms von West nach Ost 
existieren sollte, und der naturgemäß die Unterscheidung mittel- 
devonischer und oberdevonischer Grauwacken neben solchen des Unter- 
karbons erheischte, verlassen und hat er dargelegt, daß sämtliche Grau- 
wacken nebst allen mit denselben zusammenhängenden Schiefern dem 
Kulm angehören, welcher der Devonformation gegenüber eine über- 
sreifende Lagerung aufweist, und daß das lediglich in kalkiger Facies 
entwickelte Mitteldevon, ebenso auch das vornehmlich durch Schiefer, 
Diabase und deren Tuffe repräsentierte Oberdevon bloß in sporadischen 
Aufbrüchen aus der unterkarbonischen Hülle zutage kommen. 

Die Gründe, auf welche Tietze seine Ansicht stützt, sind von 
ihm erschöpfend erörtert worden. Auch gewisse Umstände, die anfangs 
noch dagegen zu sprechen schienen, fanden dort und nicht minder 
in den später publizierten Erläuterungen zu der geologischen Karte 
„Blatt Freudental“ die eingehendste Berücksichtigung. In Anbetracht 
dessen kann also wohl von einer nochmaligen Aufrollung der in Rede 
stehenden, zurzeit als gelöst geltenden Frage ganz abgesehen werden. 
Es sei nur kurz bemerkt, daß hier die Auffassung Tietzes voll ak- 
zeptiert wurde. 

Nach dem daselbst bezüglich der Gliederung des nordmährischen 
Devons eingenommenen Standpunkte fehlen in unserem Terrain mittel- 
devonische Ablagerungen, das heißt, sie kommen wenigstens nirgends 
an die Oberfläche, weder in dem Bereiche der Kulmgrauwacken, noch 


[19] Nachträge zu den Erläuterungen des Blattes M.-Neustadt u. Schönberg. 657 


in jenem des Diluviums, und nur das Oberdevon haben wir in be- 
schränkter Verbreitung zu verzeichnen. Dem letzteren weise ich im 
Einklange mit der für die benachbarten Gebietsstrecken allgemein 
giltigen Anschauung F. Roemers, E. Tietzes und anderer Forscher 
zunächst -die aus dem Kulm im Südosten an der Grenze des Karten- 
blattes auftauchenden Diabase, die mit ihnen auf das engste ver- 
bundenen Schalsteine und dann gewisse Schiefer zu, welche sich den 
Diabastuffen häufig als Zwischenschichten beigesellen und nordöstlich 
von Rietsch auch mehrere schmale Kalkeinschaltungen führen. 

Die räumliche Ausdehnung, welche diese Gebilde bei uns ober- 
tags besitzen, ist eine relativ geringe. Die größte zusammenhängende 
Partie liegt beiläufig zwischen Krokersdorf, Rietsch, Tobitschau und 
Wächtersdorf. Sie reicht von Krokersdorf in nordnordöstlicher Richtung 
bis in die Nähe der Hohen Rauten, zum Stachetenwald und gegen 
Nordost nahe bis an die Ostra hora. Kleineren, davon getrennten 
Aufbrüchen begegnet man dann noch östlich von Bladowitz und im 
äußersten Südosten an der von Sternberg nach Bärn führenden Straße. 
In ihrer Gesamtheit haben wir es hier mit der direkten Fortsetzung 
der Vorkommnisse bei Sternberg zu tun. 

Von Grauwacken und Schiefern des Kulm vollständig umschlossen, 
zeigt das Oberdevon genau das gleiche Schichtstreichen und Ver- 
flächen wie die es umgebenden unterkarbonischen Sedimente. Seine 
Schichten sind konstant nach Südost geneigt, stehen diesbezüglich in 
vollkommener Übereinstimmung mit den Kulmablagerungen der großen 
östlichen Region, soweit letztere in den Bereich des vorliegenden Karten- 
blattes fällt, und nach beiden Seiten hin findet der Anschluß, wie man 
auf Grund der wenigen Beobachtungen in den spärlichen und schlechten 
Entblößungen sagen muß, in konformer Weise statt. 

Um über den Bau völlige Klarheit zu gewinnen, dazu genügen 
leider die hier vorhandenen, überaus mangelhaften Schichtenauf- 
deckungen nicht. Die Annahme von Überschiebungen zur Erklärung 
des eben geschilderten Lagerungsverhältnisses erscheint wohl ziemlich 
ausgeschlossen. Es fehlt dafür nicht allein jeder Anhaltspunkt, sondern 
es gibt auch Gründe, die sich einer solchen Annahme entschieden 
entgegenstellen. Ich kann eigentlich nur der Vermutung Ausdruck 
verleihen, daß es sich daselbst um einfache Aufbrüche an Sätteln 
von liegenden, gleichmäßig nach Südost geneigten Falten handelt. 

Versteinerungen, die einen sicheren Schluß auf das Alter des 
als Oberdevon ausgeschiedenen Gesteinskomplexes gestatten würden, 
hat unser Terrain bis jetzt noch nicht geliefert. F. Roemer führt 
in seiner Geologie von Oberschlesien, 1870, pag. 30 an, daß eine Ton- 
schieferlage bei Gobitschau winzige Schalen der Pteropodengattung 
Styliola birgt, welche A. Halfar dort in großer Anhäufung entdeckt 
hat, und auch A. Pelikan erwähnt in seiner vor nicht langer Zeit 
erschienenen Arbeit „Über die mährisch-schlesische Schalsteinfor- 
mation“, 1898, pag. 45 Organismenspuren aus einem nicht weit von 
Gobitschau anstehenden Diabastuffe, die offenbar auf Foraminiferen- 
gehäuse zurückzuführen sind; diese Tierreste bieten jedoch, wie nicht 
besonders hervorgehoben zu werden braucht, sämtlich keine Anhalts- 
punkte für die Altersbestimmung der betreffenden Schichtlagen. 

84* 


658 Gejza Bukowski. [20] 


Indem ich die Diabase und Diabastuffe von Bladowitz, Krokers- 
dorf, Rietsch, Gobitschau etc. als dem Oberdevon angehörig betrachte, 
stütze ich mich lediglich auf den Umstand, daß die Diabase und 
Schalsteine der Sternberger Gegend, welche die direkte ununter- 
brochene Fortsetzung der ersteren darstellen, sowohl von F.Roemer 
als auch von E. Tietze für oberdevonisch gehalten werden. Und 
daß die mit denselben verknüpften Schiefer und die Kalkeinschaltungen 
nordöstlich von Rietsch das gleiche Alter haben wie die. Diabas- 
gesteine, darüber kann nach meinen Beobachtungen kein Zweifel 
obwalten. 

In welchen Beziehungen der aus der Anna-Zeche bei Bärn 
seinerzeit zutage geförderte Crinoidenkalk, dessen Fossilreste auf 
oberes Mitteldevon hinweisen (vergl. A. Pelikan, |. c., pag. 44—45) 
und ebenso gewisse Kalke der Gegend von Bennisch, deren Fauna 
gleichfalls für Mitteldevon spricht (vergl. E. Tietz’e, Die geognostischen 
Verhältnisse der Gegend von Olmütz, 1893, pag. 17—19, und. Er- 
läuterungen zur geologischen Karte — „Blatt Freudental* — 1898, 
pag. 15—16) zu den dort analog auftretenden Diabasen und Schal- 
steinen stehen, erscheint noch nicht ganz aufgeklärt. Es ist. sehr 
leicht möglich, daß diese Kalke gegenüber dem Diabas und den 
Diabastuffen ein tieferes stratigraphisches Niveau einnehmen, und es 
kann deshalb darin vorderhand ein Argument gegen die hier befür- 
wortete Altersdeutung der Diabase von Rietsch, Krokersdorf, Gobitschau 
etc. und ihrer Begleitgesteine nicht erblickt werden. Ein Vergleich 
mit den Vorkommnissen bei Bennisch ist übrigens schon aus dem 
Grunde nicht angezeigt, weil dort nach den Darstellungen E. Tietzes 
die Aufdeckung der Devonformation innerhalb des Herrschaftsbezirkes 
des Kulm, was den stratigraphischen Umfang der Schichtfolge an- 
belangt, tiefer als sonst reicht und in dem Bennischer Gebiete neben 
dem Ober- und dem Mitteldevon höchstwahrscheinlich auch unter- 
devonische Bildungen aufbrechen. 

Aus dem Gesagten resultiert unter anderem, daß es noch sehr 
Jangwieriger und vielleicht ganz besonders vom Glücke begünstigter 
Untersuchungen bedürfen wird, um volle Klarheit über die daselbst 
herrschenden, schwer zu enträtselnden geologischenVerhältnisse zu 
schaffen. 

Das Areal, welches die Kulmablagerungen im Rahmen des vor- 
liegenden Kartenblattes einnehmen, dürfte nicht weit hinter jenem 
zurückstehen, das den kristallinischen Schichtgesteinen zufällt. In der 
Hauptverbreitungsregion, die sich unmittelbar an das ausgedehnte Ge- 
biet des Freudentaler Blattes anschließt, reicht der Kulm von Osten 
her bis an den breiten Zug der unterdevonischen Bildungen, der aus 
der Gegend von Neudorf und Ober-Mohrau über Janowitz, Bergstadt 
und Deutsch-Eisenberg gegen Pinkaute und Schönwald streicht. Hier 
setzt derselbe das ganze plateauartige Hügelland im Osten zusammen 
bis an die Kartengrenze mit Ausnahme der räumlich beschränkten, 
vorhin besprochenen Strecken, wo das Oberdevon aufbricht. Die am 
Galgenberg bei Mährisch-Neustadt aus dem Diluvium und den Alluvionen 
emportauchende kleine Partie liegt in der Streichrichtung dieses 
großen zusammenhängenden Gebietes und beweist dadurch, daß sich 


[21] Nachträge zu den Erläuterungen des Blattes M.-Neustadt u. Schönberg. 659 


der Kulm hier unter dem Quartär. der Mährisch-Neustädter Niederung 
weiter fortsetzt. 

Mächtig entwickelt und stark verbreitet zeigen sich dannıaußer- 
dem die unterkarbonischen Sedimente auf der rechten Seite des 
Marchtales, das sie, südwärts sich ziehend, ungefähr. von der Land- 
schaft. Hlince’ bei Schmole angefangen, einsäumen, vor allem in den 
westlich von Müglitz sich erhebenden Hügeln. Sie lehnen sich daselbst 
längs einer sehr unregelmäßig durch Mürau, Rippau, durch den Schützen- 
dorfer und. den Bischofswald gegen: Jestrzeby verlaufenden Linie an 
das kristallinische Grundgebirge an, das bekanntermaßen bei Schweine 
auch mitten in ihnen zutage tritt. Dieses Terrain gehört der großen 
zentralmährischen Kulmregion an. Bei Aujezd' und Lexen und: ebenso 
bei Bladowitz und Komarn im Östterrain kommen einzelne Partien 
als oberflächlich. von der Hauptmasse abgetrennte Inseln aus dem 
Diluvium zum. Vorschein. 

Auch am linken Ufer der March,. gegenüber: von Müglitz, be- 
gegnet man: noch dem Kulm. in verhältnismäßig bedeutender Aus- 
dehnung. Er bildet dort die sogenannte Dobrei oder das Brabletz- 
gebiet südlich von Mährisch-Aussee und von Steinmetz. Minder wichtige 
kleinere Aufbrüche, die aus den quartären Absätzen herausragen und 
von denen einige nebstbei teilweise mit dem Unterdevon im Kontakt 
stehen, finden sich schließlich auf dem Steinhübel bei Königlosen; 
am Rande des Poleitzer Grabens westlich von Aussee, bei Tritschein, 
bei Dubitzko und bei. Bezdiek. 

Das Schichtstreichen richtet sich, von einigen lokalen. Ab- 
weichungen abgesehen, überall nach Nordost oder nach: Nordnordost. 
In bezug auf das Verflächen: herrscht dagegen keine Konstanz. 

Ein: ziemlich scharfer, Unterschied im Aufbaue macht sich 
zwischen der großen östlichen Region und den westlichen Kulmgebieten 
bemerkbar. Innerhalb der ersteren, oder richtiger gesagt, in dem 
Abschnitt derselben, der den Gegenstand unserer Betrachtungen bildet, 
fallen die Schichten durchgehends nach Südost bis Südsüdost: ein. 
Dabei darf aber, wie schon von seiten anderer Autoren oft und nach- 
drücklich betont wurde, keinesfalls an eine kontinuierliche, einfache 
Sehichtfolge gedacht werden. Viele Umstände sprechen eindringlich 
dafür, daß auf der besagten Erstreckung die Kulmsedimente zu 
liegenden, mehr oder minder gleichmäßig geneigten Falten zusammen- 
geschoben sind, und habe ich auch schon früher dargetan, daß sich 
eigentlich nur unter. dieser Voraussetzung die zwischen dem Kulm 
und dem Oberdevon beobachteten Lagerungsverhältnisse gut: erklären 
lassen. Die westlichen, längs der March verteilten Vorkommnisse weisen 
insofern einen davon abweichenden Bau auf, als in: ihnen ein wieder- 
holter Wechsel des Verflächens stattfindet. Die Schichten fallen bald 
gegen Südost, bald gegen Nordwest ein, es zeigt sich also, daß dort 
der Kulm wieder in normale, stehende Falten: gelegt ist. 

Gegenüber dem kristallinischen Grundgebirge tritt das diskordant- 
transgressive Verhältnis. ungemein klar hervor. In der Gegend: südlich 
von Hohenstadt bis Mürau kann in der deutlichsten Weise beobachtet 
werden, nicht allein wie die Kulmablagerungen auf die kristallinischen 
Schiefer übergreifen, sondern auch wie völlig unabhängig von einander 


660  Gejza Bukowski. [22] 


beide Schichtensysteme in ihrem tektonischenVerhalten sind. Schwieriger 
erscheint es hingegen, in unserem Terrain den Nachweis für die 
durch E. Tietze anderwärts festgestellte Diskordanz gegenüber 
dem Devon 'zu erbringen. Auf der ganzen langen Linie, wo der 
Kulm der ausgedehnten östlichen Region an das Unterdevon grenzt, 
konnten keine Anhaltspunkte gewonnen werden, die mit Bestimmtheit 
auf eine Diskordanz deuten würden. Man begegnet hier konstant 
konformer Lagerung, indem sowohl die unterdevonischen Bildungen 
als auch die im Hangenden darauffolgenden Kulmsedimente mehr 
oder minder gleichmäßig nach Südost bis Südsüdost verflächen. Sonst 
stehen Kulm und Unterdevon nur noch bei Bezdiek und Dubitzko 
im Südwesten auf kurze Erstreekungen hin miteinander in Berührung. 
Dort allerdings finden sich in der bei Dubitzko angetroffenen gegen- 
seitigen Lagerung gewisse Anzeichen vor, aus denen bis zu einem 
gewissen Grade auf Diskordanz geschlossen werden könnte. Was das 
ursprüngliche Verhältnis zum Oberdevon anbelangt, so wurde schon 
in den vorangehenden Frörterungen »dargelegt. daß zur Beurteilung 
desselben sich das einzige auf dem vorliegenden Blatte vorhandene 
Gebiet des Oberdevons im äußersten Südosten wegen schlechter und 
zu seltener Entblößungen als ungenügend erweist. Maßgebend für 
die Beantwortung dieser Frage bleiben infolgedessen bloß die Aus- 
führungen E. Tietzes, der nach seinen in den benachbarten Terrains 
gesammelten Beobachtungen diskordantes Übergreifen über die ge- 
samten Devonbildungen annehmen zu müssen glaubt. 

Von Fossilien wurde in unserem Grauwackengebiete bisher noch 
keine Spur entdeckt. 

Wie überall, trägt auch da der Kulm eine höchst einförmige 
petrographische Entwicklung zur Schau. Grauwacken, allerdings von 
verschiedenem Aussehen, Konglomerate, dann Tonschiefer und Dach- 
schiefer sind die Gesteine, aus denen er sich stets zusammensetzt. 
Kalk tritt nur ganz sporadisch auf und spielt an- allen Fundstellen 
eine sehr untergeordnete Rolle. 

Um die wünschenswerte Einhelligkeit mit den anstoßenden 
Kartenblättern zu erzielen, wurden die Grauwacken von den Schiefern, 
soweit dies eben ging, abgeschieden. Da aber ihre Trennung aus 
mannigfachen Gründen in der Regel mit den größten Schwierigkeiten 
verbunden ist und in sehr vielen Fällen nicht mit der nötigen Schärfe 
durchgeführt werden kann, müssen die betreffenden Ausscheidungen 
zum großen Teil als schematische bezeichnet werden. Abgesehen 
davon, daß die Aufdeckung der Schichten fast durchgehends eine 
höchst mangelhafte ist und keineswegs ausreicht, um eine solche 
Trennung überall vorzunehmen, findet sehr häufig ein derart rascher 
Wechsel zwischen Grauwacken und Schiefern statt, daß man völlig 
ratlos dasteht, welcher Weg: einzuschlagen sei, damit die in der 
Natur herrschenden Verhältnisse auf einer Karte im Maßstabe der 
unserigen wenigstens annähernd richtig veranschaulicht werden. Dazu 
kommt dann noch, daß die Entscheidung darüber, ob gewisse Gesteins- 
abänderungen den Grauwacken oder den Schiefern zugerechnet werden 
sollen, in vielen Fällen ganz von der subjektiven Auffassung abhängt. 
Zwischen normalen Grauwacken und den gewöhnlichen Tonschiefern 


[23] Nachträge zu den Erläuterungen des Blattes M.-Neustadt u. Schönberg. 66| 


gibt es nämlich alle möglichen Übergänge. Speziell bestimmte Grau- 
wackenschiefer mit sehr innig vereinigten, in einander verflößten 
Gemengteilen, mit reichlicher toniger Beimengung und von deutlich 
ausgesprochenem schiefrigem Gefüge stellen ein, zumal an der Grenze 
gegen das Unterdevon, weit verbreitetes petrographisches Verbindungs- 
glied dar, über dessen Einreihung Zweifel bestehen können. Diese 
Gesteine wurden von mir zumeist den Schiefern beigezählt, aber es 
ist leicht möglich, daß es Geologen geben wird, welche der gegen- 
teiligen Ansicht mehr Berechtigung zuerkennen werden. Stets muß 
deshalb im Auge behalten werden, daß, wie in allen anderen hier 
vertretenen Schichtensystemen, auch bei den Kulmablagerungen die 
engeren Ausscheidungen vielfach nur das Überwiegen einer Gesteins- 
art im Wechsel mit anderen ausdrücken. 

Die manchmal zu großer Mächtigkeit anwachsenden diluvialen 
Absätze überziehen hauptsächlich das flache Land und die niedrigeren 
Hügel mit einer oft auf weite Entfernungen hin zusammenhängenden 
Decke, werden aber nebstbei auch in bedeutenderen Höhen ange- 
troffen, wo sie, wenn ihre Dicke ein gewisses Maß überschreitet, als 
Lappen ausgeschieden wurden. Außerordentlich stark verbreitet sind 
sie namentlich in der Mährisch-Neustädter Niederung und dann an 
den Talgehängen der March bis Bohutin aufwärts sowie an jenen 
der Tess. Die Unterlage tritt auf solchen Strecken des Hügelterrains 
nur in der Gestalt von Inseln zutage. Vornehmlich zwischen dem 
Oskavatale und dem Marchtale und entlang der Tess bieten die 
älteren Formationen oberflächlich ein Bild ungemein starker Zer- 
stückelung in isolierte Aufbrüche dar. Längs der Bachläufe dringt 
zwar das Diluvium weit ins Gebirge vor, gelangte aber innerhalb der 
höher ansteigenden Regionen der älteren Gebirgsmassen im allge- 
meinen bloß in sehr beschränkter Weise zur Ablagerung. 

Wie nicht anders zu erwarten ist, läßt sich die Mächtigkeit 
der diluvialen Decke nicht immer sicher beurteilen. Oft fehlen die 
hierzu notwendigen Terraineinrisse und es ist klar, daß sich infolge- 
dessen mitunter die Abgrenzung gegen das Grundgebirge ziemlich 
schwierig gestaltet. Einen wichtigen Anhaltspunkt in der Beziehung 
geben allerdings die in den Feldern und auf dem Waldboden ver- 
streuten, nicht abgerollten Gesteinsstücke und Brocken, welche bei 
den Feldarbeiten an die Oberfläche gebracht werden. Sie verraten, 
sobald sie sich in größerer Menge und in größeren Dimensionen 
finden, die Nähe des Untergrundes und wir sind. dadurch in den 
Stand gesetzt, wenigstens annähernd die Regionen der stärkeren 
Entwicklung des Diluviums in ihren Umrissen kartographisch zu 
fixieren. 

Ein Teil unserer diluvialen Ablagerungen ist entschieden fiuvia- 
tilen Ursprunges, ein Teil erweist sich wieder als eine äolische 
Bildung. Neben Schotter, Lehm und Löß kommen auch eluviale 
Zersetzungsprodukte vor. Daß es da und dort auch Stellen gibt, wo 
nachträgliche Umschwemmungen des auf so verschiedene Art abge- 
setzten Materials stattgefunden haben, braucht im Hinblicke auf die 
Häufigkeit dieser Erscheinung nicht besonders hervorgehoben zu 
werden. - Frl t 


662 Gejza Bukowski. [24] 


Was die rezenten Bildungen an Bemerkenswertem darbieten, 
wurde schon in den Erläuterungen mitgeteilt. 

Auch über die Erstarrungsgesteine bleibt mir nur wenig zu 
bemerken übrig. Von den strukturell und in anderer Hinsicht ver- 
änderten Massengesteinen, die sich bei den kristallinischen Schiefern 
eingereiht finden und deren 'eruptive Entstehung bald außerhalb jedes 
Zweifels liegt, bald nur gemutmaßt werden kann, ist bereits eingangs 
die Rede gewesen. ‘Unter den übrigen direkt als solche ausge- 
schiedenen stellt sich als das älteste der Granit von Schönberg 'und 
Blauda dar. 'Derselbe durchbricht stock- und gangförmig sowohl die 
tiefere, durch den Schönberger Biotit-Muskovit- und Zweiglimmergneis 
repräsentierte, als auch die höhere, sich der ersteren gegenüber 
diskordant-transgressiv verhaltende Serie der kristallinischen Schicht- 
gesteine, dringt jedoch in die devonischen Sedimente nirgends ein, 
so daß man mit Bestimmtheit zu sagen in der Lage ist, sein Empor- 
. kommen falle in eine Zeitperiode vor dem Absatze des 'Unterdevons 
und nach der Entstehung sämtlicher hier auftretenden kristallinischen 
Schiefer. Das Alter des nur an einem Punkte in äußerst geringer 
Ausdehnung konstatierten Hornblendegabbros läßt sich, wie schon in 
den Erläuterungen auseinandergesetzt wurde, nicht einmal annähernd 
ermitteln. Diabasausbrüche endlich sind zur Zeit der Bildung ‘des 
Hohenstädter Wackengneises, während der unterdevonischen und 
während der oberdevonischen Periode erfolgt. Von den Diabasen 
und Diabasporphyriten haben die den beiden erstgenannten Schichten- 
verbänden angehörenden später Umwandlungen in bezug auf ihre 
mineralogische Zusammensetzung erfahren. 

Wenn wir den Bau unseres Terrains überblicken, 'so fällt uns 
in dem geologischen Bilde einigermaßen das Fehlen des marinen 
Miocäns auf. Es verwundert dies vor allem deshalb, weil für die 
Ausbreitung der Miocänschichten, welche bekanntlich noch knapp an 
der Südgrenze dieses Kartenblattes bei Ziadlowitz, durch Fossilien 
charakterisiert, zutage treten, weiter gegen Norden in der oro- 
graphischen 'Konfiguration alle Bedingungen vorhanden sind. 

In ‘der Sohle des Marchtales und in dem Tälchen des Mirovka- 
baches ‘wurden 'von mir allerdings bläulichgraue Tone wiederholt 
beobachtet, deren Aussehen ungemein stark an jenes der neogenen 
Tone erinnerte, 'nirgends war jedoch in ihnen auch nur eine Spur 
von Conchylienschalen zu entdecken und ebenso ergab die Unter- 
suchung der Schlemmproben auf Foraminiferen stets ein negatives 
Resultat. ‘Wo immer solchen Vorkommnissen begegnet wurde, hat 
sich gezeigt, daß man es mit an der Oberfläche liegenden quartären 
Absätzen zu tun hat. Sicheres Miocän konnte in dem Rahmen des 
ganzen Mährisch-Neustadt-Schönberger Blattes an keinem "Punkte 
konstatiert werden. Es überraschte mich darum sehr, als ich auf 
der geologischen Karte, ‘welche F. Kretschmers Abhandlung „Die 
nutzbaren Minerallagerstätten der archäischen und devonischen Inseln 
Westmährens“ (Jahrb. d. k. k. geol. R.-A., Bd. 52, 1902) beigefügt 
ist, neogenes Tertiär bei Aujezd südlich von Müglitz verzeichnet fand. 
Welche Gründe F. Kretschmer veranlaßt haben, die dortigen pla- 
stischen Töpfertone dem Jungtertiär zuzuweisen, wissen wir 'nicht, 


[25] Nachträge zu den Erläuterungen des Blattes M.-Neustadt u. Schönberg. 663 


weil in dem Text derselben keine Erwähnung getan wird. Mit 
Rücksicht darauf kann ich also nur auf die schon zwei Jahre früher 
erschienene interessante Arbeit meines Kollegen Dr. R. J. Schubert 
„Uber die Foraminiferenfauna und Verbreitung des nordmährischen 
Miocäntegels“ (Sitzungsberichte des „Lotos“, Prag, 1900, pag. 95 — 201) 
die Aufmerksamkeit lenken, in welcher derselbe (pag. 124), sich auf 
genaue eigene Untersuchungen stützend, unter anderem dargelegt 
hat, daß die besagten Tone von Aujezd entschieden dem Quartär 
zugerechnet werden müssen. 

Damit soll aber, wie ich nachdrücklich zu betonen nicht verab- 
säumen darf, keineswegs behauptet werden, daß das miocäne Meer 
in das Gebiet des Blattes Mährisch-Neustadt und Schönberg von der 
Olmützer Bucht her nicht vorgedrungen sei. Man muß im Gegenteil 
als sicher annehmen, daß sich marine Absätze aus jener Zeitperiode 
hier vielfach finden, jedoch von quartären Ablagerungen ganz oder zum 
mindesten so stark bedeckt sind, daß sich deren Aufbrüche gelegentlich 
bisheriger Terrainbegehungen der Beobachtung zufällig entzogen 
haben. Eine Aufklärung darüber werden jedenfalls einmal zukünftige 
Bohrungen oder tiefere Grabungen bringen. 

Die zuvor zitierte geologische Karte F. Kretschmers, welche 
die Gegend südlich vom Sazawatale bei Hohenstadt bis Vierhöfen 
und Ziadlowitz umfaßt und gegen Osten mit dem Marchtale abschließt, 
unterscheidet sich übrigens nicht nur durch die Ausscheidung der 
Töpfertone bei Aujezd als Neogen, sondern auch noch in anderen 
Hinsichten sehr wesentlich von der vorliegenden. Das Eingehen auf 
alle diese Unterschiede und die nähere Beleuchtung der Kontroversen 
- würden aber so langwierige Auseinandersetzungen erfordern, daß ich 
davon ganz abstehen will. Ich glaube dies um so leichter tun zu können, 
.als meinem Dafürhalten nach weder für die von F. Kretschmer, 
noch für die von mir vertretenen Anschauungen vorderhand wirklich 
unanfechtbare Beweise beizubringen sind. Die Entscheidung in den 
strittigen Fragen sei unseren Nachfolgern überlassen, für die speziell 
in dem Randstreifen an der March zwischen Hohenstadt und Müglitz 
noch ein großes Arbeitsfeld offen bleibt. 


Literatur. 


Einen weiteren Nachtrag zu den Erläuterungen des Mährisch- 
Neustadt— Schönberger Blattes soll das nachstehende Verzeichnis der 
wichtigsten unser Terrain betreffenden geologischen Literatur bilden. 
Ich beschränke mich hier aber bloß auf die Anführung der seit dem 
Jahre 1852 erschienenen Publikationen. Die älteren Arbeiten findet 
man in dem bekannten Werke O. v. Hingenaus „Übersicht der 
geologischen Verhältnisse von Mähren und Österreichisch- Schlesien“, 
Wien 1852, vollzählig angegeben. 

Unsere Liste enthält außer jenen Aufsätzen, welche ganz über 
das Gebiet dieses Kartenblattes handeln oder dasselbe wenigstens 
berühren, auch einzelne solche, die sich nur mit den angrenzenden 
Terrains beschäftigen, dabei jedoch für die Beurteilung der hier 
herrschenden geologischen Verhältnisse eine besondere Bedeutung 


Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1905, 55. Bd., 3. u. 4. Heft. (G. Bukowski.) 85 


664 Gejza Bukowski. [26] 


haben. Neben den rein geologischen wurden in dieselbe endlich 
montanistische und mineralogische Abhandlungen und Notizen so weit 
aufgenommen, als mir solche beim Studium der einschlägigen Literatur 
eben untergekommen sind. In den beiden letztgenannten Wissens- 
zweigen vor allem erhebt die folgende Zusammenstellung selbstver- 
ständlich nicht den allergeringsten Anspruch auf Vollständigkeit. Ich 
nenne daselbst: 


Hingenau O. Freiherr v. Übersicht der geologischen Verhältnisse von Mähren 
und Österreichisch-Schlesien. Wien 1852. 

Glocker E. F. Mineralogische und geognostische Notizen aus Mähren. Jahrb. 
d. k.k. geol. R.-A., Wien, Bd. 3, 1852. 

— Ausflug nach dem Bradlstein bei Mährisch-Neustadt. Jahrb. d. k.k. geol. R.-A., 
Wien, Bd.4, 1853. 


Melion V. J. Geologische Mitteilungen über die östlichen Ausläufer der Sudeten 
im k.k. Schlesien und im nördlichen Mähren. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A., 
Wien, Bd. 5, 1854. 

Kolenati. Die Mineralien Mährens und Österreichisch-Schlesiens.. Brünn 1854. 
Heinrich A. Beiträge zur Kenntnis der geognostischen Verhältnisse des mährischen 
Gesenkes in den Sudeten. Jahrb. d. k.k. geol. R.-A., Wien, Bd. 5, 1854. 
Glocker E. F. Uber einen eigentümlichen Zustand von Magneteisenerz und dessen 
Veränderung nach Entfernung von seiner Lagerstätte. Zeitschr. f. d. gesamten 

Naturwissenschaften, Berlin 1855. jr 

Melion V. J. Über die Mineralien Mährens und Österreichisch-Schlesiens. 
Mitteil. d. k. k. mähr.-schles. Ges. f. Ackerbau, Natur- und Landeskunde, 
Brünn 1855. 


Schmidt 0. J. Über zwei neue Mineralvorkommnisse in Mähren. Mitteil. d. k. k. 
mähr.-schles. Ges. f. Ackerbau, Natur- und Landeskunde, Brünn 1855. 

Kenngott G. A. Mineralogische Notizen. 17. Folge. Sitzungsber. d. kais. Akad. 
d. Wiss. in Wien, Bd. 16, 1855. 

Lipold M. V. Geologische Arbeiten im nordwestlichen Mähren. Jahrb. d.k.k. 
geol. R.-A., Wien, Bd. 10, 1859. 

Zepharovich Y.w: Mineralogisches Lexikon für das Kaisertum Österreich, Bd. 1, 
Wien 1859. 

Lipold M. V. Geologische Verhältnisse des Süd- und Ostabfalles der Sudeten. 
Zehnter Jahresber. d. Wernervereines, Brünn 1861. 

Daubrawa F. Die geognostischen Verhältnisse der Umgebung von Mährisch- 
Neustadt und der südwestlichen und eines Teiles der südöstlichen Ausläufer 
des Sudetengeserkes. Jahrb. d. k.k. geol. R.-A., Wien, Bd. 13, 1863. 

Oborny A. Mineralogische Ausbeute im nördlichen Mähren. Verhandl. d. naturf. 
Ver., Brünn, Bd. 2, 1863. 

— Skizzen als Beiträge zu den geognostischen und mineralogischen Verhältnissen 
des mährischen Gesenkes. Verhandl. d. naturf. Ver., Brünn, Bd. 3, 1864. 
Daubrawa F. Die geologischen Verhältnisse des Bezirkes Mährisch-Neustadt, 
zum Teil auch jener von Müglitz, Hohenstadt, Schönberg, Römerstadt, Littau 

und Sternberg. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A., Wien, Bd. 15, 1865. 

Roemer F. Geologie von Oberschlesien, Breslau 1870. 

Zepharovich V. v. Mineralogisches Lexikon für das Kaisertum Österreich, 
Bd. 2, Wien 1873. 

Freyn R. Über mährische Mineralienfundorte. Verhandl. d. naturf. Ver., Brünn, 
Bd. 16, 1877. 

Becke F. Evansit von Kwittein bei Müglitz in Mähren. Tschermaks mineral, u. 
petrogr. Mitteil., Wien 1878. 

Freyn R. Über mährische Mineralienfundorte. Verhandl. d. naturf. Ver., Brünn, 
Bd. 19, 1880. 

Rath G, v. Über Mineralien aus den Umgebungen von Zöptau und Schönberg 
im nördlichen Mähren. Sitzungsber. d, niederrhein. Ges. f. Natur- u. Heilkunde, 
Bonn 1880. | 

MakowskyA. Über ein vermeintliches Petroleumvorkommen in Mähren. Verhandl. 
d. naturf. Ver., Brünn, Bd. 22, 1883, 


[27] Nachträge zu den Erläuterungen des Blattes M.-Neustadt u. Schönberg. 665 


Camerlander C. Freiherr v. Geologische Mitteilungen aus Centralmähren, 
Jahrb. d. k.k. geol. R.-A., Wien 1884. 

Elvert Ch. de. Geschichte des Bergbaues und Hüttenwesens in Mähren und 
Österreichisch-Schlesien. Brünn 1887. 

Wolfskron M.v. Die Goldvorkommen Mährens. Berg- und hüttenmänn, Jahrb., 
Leoben 1889. 

Kupido F. Der Silber- und Goldbergbau in Nordmähren. Mitteil d. mähr.-schles, 
Ges. f. Ackerbau, Natur- und Landeskunde, Brünn 1889. 

Bukowski G. v. Reisebericht aus der Gegend von Römerstadt in Mähren. 
Verhandl. d. k. k. geol. R.-A., Wien 1889. 

— Geologische Aufnahmen in dem kristallinischen Gebiete von Mährisch-Schönberg. 
Verhandl. d. k.k. geol. R.-A., Wien 1890. 

Becke F. Vorläufiger Bericht über den geologischen Bau und die kristallinischen 
Schiefer des Hohen Gesenkes (Altvatergebirge). Sitzungsber. d. kais. Akad. 
d. Wiss. in Wien, Bd. 101, 1892. 


Bukowski ©. v. Hekeberiumt aus Nordmähren. — Die Umgebung von Müglitz 
und Hohenstadt und das Gebiet von Schönberg. Verhandl.d. k.k. geol. R.-A., 
Wien 1892. 

Tietze E. Die geognostischen Verhältnisse der Gegend von Olmütz. Jahrb. d. 
k.k. geol. R.-A., Wien, Bd. 43, 1893. 

Bukowski @. v. Über den Bau der südlichen Sudetenausläufer östlich von der 
March. Verhandl. d. k. k. geol. R.-A., Wien 1893. 

Zepharovich V.v. und F. Becke. Mineralogisches Lexikon für das Kaisertum 
Österreich, Bd. 3, Wien 1893. 

Melion V. J. Mährens und Österreichisch-Schlesiens Gebirgsmassen und ihre 
Verwendung mit Rücksicht auf deren Mineralien. Brünn 1895. 

JohnC.v. Über die sogenannten Hornblendegneise aus der Gegend von Landskron 
und Schildberg sowie von einigen anderen Lokalitäten in Mähren. Verhandl. 
dk, k. geol. R.-A., Wien 1897. 

Pelikan A. Über die mährisch-schlesische Schalsteinformation. Sitzungsber. d. 
kais. Akad. d. Wiss. in Wien, Bd. 107, 1898. 

Kretschmer F. Die Eisenerzlagerstätten des mährischen Devon. Jahrb. d. 
k. k. geol. R.-A., Wien, Bd. 49, 1899. 

Laus H. Geognostische Bilder aus Mähren. Erster Ber. d. Klubs f. Natarkunde, 
Sektion d. Brünner Lehrerver, Brünn 1899. 

Neuwirth V. Über einige interessante und zum Teil neue Mineralvorkommen im 
Hohen Gesenke. Verhandl. d. naturf. Ver., Brünn, Bd. 38, 1899. 

Bukowski G. v. Vorlage des Kartenblattes Mährisch-Neustadt und Schönberg. 
Verhandl. d. k. k. geol. R.-A., Wien 1900. 

Schubert R. J. Über die Foraminiferenfauna und Verbreitung des nordmährischen 
Mioecäntegels. „Lotos“, Sitzungsber., Prag 1900. 

Laus H. Die Ergebnisse mineralogischer und petrographischer Forschungen in 
Mähren von 1890—1900. Zweiter Ber. d. Klubs f. Naturkunde, Sektion d. 
Brünner Lehrerver., Brünn 1900. 

Lowag J. Die Eisensteinvorkommen im nördlichen Mähren und Österreichisch- 
Schlesien. Montan-Zeitung, Graz 1900. 

— Die Romangrube mit dem Stilpnomelanvorkommen in der Gemeinde N.-Mohrau, 
Bezirk Römerstadt, Mähren. Montan-Zeitung, Graz 1900. 

— Die Eisenerzvorkommen und die ehemalige Eisenerzeugung bei Römerstadt in 
Mähren. Zeitschr. f. Berg- und Hüttenwesen, Wien 1901. 

Schirmeisen K. Geognostische Beobachtungen in den Sudetenausläufern 
zwischen Schönberg und Mährisch-Neustadt. Zeitschr. d. mähr. Landesmuseums, 
Brünn 1901. 


KretschmerF. Die nutzbaren Minerallagerstätten der archäischen und devonischen 
Inseln Westmährens. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A., Wien, Bd. 52, 1902. 

Laus H. Mineralogische Notizen. Vierter Ber. und Abhandl. d. Klubs f. Natur- 
kunde, Sektion d. Brünner Lehrerver., Brünn 1902, « 

Suess F. E. Bau und Bild der böhmischen Masse. Bau und Bild Österreichs, 
Wien 1903. 

Schirmeisen K. Systematisches Verzeichnis mährisch-schlesischer Mineralien 
und ihrer Fundorte. Fünfter Ber. und Abhandl. d. Klubs f. Naturkunde, Sektion 
d. Brünner Lehrerver., Brünn 1903. 


85* 


666 Gejza Bukowski. [28] 


Lowag J. Die unterdevonischen Chloritschiefer des Altvatergebirges und deren 
Erzlagerstätten. Berg- und hüttenmänn. Zeitung, ‚Leipzig 1904. 


Slavik F. Zur Mineralogie von Mähren. Zentralbl. für Mineral. und Geolog.» 
Stuttgart 1904. 


Bukowski G. v. Erläuterungen zur geologischen Karte NW-Gruppe Nr. 40 
Mährisch-Neustadt und Schönberg. Wien 1905. 


Corrigenda in der Karte. 


Zum Schlusse liegt es mir ob, einige während des Druckes der 
Karte unterlaufene Fehler in den Farbentönen, deren Korrektur nicht 
mehr möglich war, richtigzustellen. 

Die Amphibolitpartie bei der Ortschaft Schwillbogen und der 
an der Grenze des Blattes vor dem Worte Götzenhof eingetragene 
Zug von Hornblendeschiefer erhielten dadurch, daß der grüne Diagonal- 
raster ausgeblieben ist, einen anderen Farbenton. 

Dasselbe gilt dann auch von dem sich oberhalb Olleschau an 
den Phyllit gleich als ersten anschließenden Amphibolitstreifen, wo 
wieder der gelbe Horizontalraster fehlt. 

Die kleine ovale Parzelle, welche östlich von Bohutin die linsen- 
artigen Kalkeinschaltungen im Glimmerschiefer bezeichnet, soll statt 
mit horizontaler mit vertikaler blauer Schraffe versehen sein. 

Ferner erscheint der unterdevonische Quarzit, der zwischen 
Kloppe und Poleitz aus dem Diluvium in sehr beschränkter Ausdehnung 
zutage tritt, infolge des Fehlens der roten Diagonalschraffe irrtümlich 
als unterdevonischer Kalk ausgeschieden. 

Endlich wäre zu erwähnen, daß auch das Vorkommen der 
felsitischen Schiefer des Unterdevons auf der Höhencote 770 westlich 
von Groß-Mohrau durch eine nicht ganz richtige Farbe dargestellt 
ist, weil hier statt diagonalem horizontaler gelber Raster zur Ver- 
wendung kam. 


Gesellschafts-Buchdruckerei Brüder Hollinek, Wien 11I, Erdbergstraße 3. 


Tafel X. 


Die Zone des Actinocamax plenus in der Kreide des östlichen 
Böhmen. 


Erklärung zu Tafel X. 


Fig. 1. Pecten Kalkowskyi nov. spec. Steinkern der rechten Klappe. 
Fig. 2. a “ r „  Steinkern der linken Klappe. 
Tig. Bnrdt, x » » Wachsausguß vom Abdruck der linken Klappe. 


Fig. 5. Pecten decemcostatus Münst. Steinkern der rechten Klappe. 
Fig. ” r „ Steinkern der linken Klappe. 
Fig. n ; » Wachsausguß vom Abdruck der rechten Schale 


6 
7 
Fig. 8. Pecten pexatus Woods. Steinkern der rechten Schale. 
Fig. 9 a F E Wachsausguß vom Abdruck der linken Schale. 


Fig. 10. Lima costieillata nov. spec. Steinkern. 
Nie. ldsy Y;% > » „  Wachsausguß des Abdruckes. 
Fig. 12. Tima cf. costicillata. Steinkern. 


Alle Stücke stammen von Zohsee bei Landskron. 


Das Original zu Fig. 12 befindet sich im k. Museum zu Prag, alle anderen im 
Museum der k.k. geologischen Reichsanstalt. 


W, Petrascheck: Kreide Östböhmens, Tafel X. 


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Lichtdruck v. Max Jaffe, Wien. 


Jahrbuch der k. k. geologischen Reichsanstalt, Bd. LV, 1905. 
Verlag der k. k. geologischen Reichsanstalt, Wien, III., Rasumofiskygasse 23. 


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Tafel XII. 


Mieminger- Wettersteingebirge. 


Erklärung zu Tafel XII. 


Fig. 1. Eppzirler Tal (links O, rechts W). 


Die Hänge zu beiden Seiten des Baches und der Terrassenvorsprung im 
Mittelgrund bestehen aus stark bearbeiteter Grundmoräne. Die meisten Blöcke 
im Bachbette stammen aus den Zentralalpen. Die Höhen im Hintergrund sind 
aus Hauptdolomit erbaut. 


Fig. 2. Eingang ins Berglental (links W, rechts O). 


In die Talhänge ist der flach ansteigende Boden eines glazialen Taltroges 
mit scharfen Rändern eingeschnitten. In diese Bodenfläche gräbt der Bach eine 
zackige, tiefe und enge Klamm. Gegen die Talöffnung zu verliert sich die deutliche 
Prägung des glazialen Taltroges. 


Otto Ampferer: Mieminger-Wettersteingebirge. Taf. XI. 


Bei 


Autor phot, Fig. 9 Autotypie von Angerer & Göschl, 


Jahrbuch der k. k. Geologischen Reichsanstalt, Band LV, 1905. 
Verlag der k.k. Geologischen Reichsanstalt, Wien III. Rasumofskygasse 23. 


Tafel XIll. 


Mieminger- Wettersteingebirge. 


Erklärung zu Tafel XIII. 


Ansicht der Tajaköpfe von Westen (links N, rechts S). 


Der breite, mehrzackige Gipfel im Norden stellt den nördlichen Tajakopf 
dar, dem sich nach einer breiten Einsattelung der kleinere, südliche anschließt. 
Dieser sinkt gegen Süden zum Tajatörl ab, über welchem ganz rechts die Wand 
der Griesspitzen aufstrebt. Vom Sattel zwischen südlichem und nördlichem Tajakopf 
zieht gegen links der Anschnitt einer Verschiebungsfläche herab. Längs derselben 
wurden die steil aufgerichteten Muschelkalkschichten des nördlichen Tajakopfes 
über den Wettersteinkalk des südlichen geschoben. In der Furche zwischen diesen 
Muschelkalk- und Wettersteinkalkmassen ist unten ein bräunlicher bituminöser 
Dolomit, in der Mitte und höher oben sind am Rande des Wettersteinkalkes Raibler 
Schichten (Sandsteine, Kalke, Mergel, Oolithe) erhalten. Im Westgehänge des süd- 
lichen Tajakopfes liegen zwei in Fels eingesenkte Wannen, in der rechten unteren 
Ecke streicht ein Moränenwall gegen den Seebensee nieder. 


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Otto Ampferer: Mieminger-Wettersteingebirge. Taf. XIII. 


Autor phot., Autotypie von Angerer & Göschl, 
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Jahrbuch der k. k. Geologischen Reichsanstalt, Band LV, 1905. 


Verlag der k. k. Geologischen Reichsanstalt, Wien III. Rasumofskygasse 23, 


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Tafel XIV. 


Mieminger-Wettersteingebirge. 


Erklärung zu Tafel XIV. 


Fig. 1. Ansicht der Mieminger Kette von Nordwesten aus 
(links O, rechts W). 


Am linken, östlichen Rand erscheint der tiefe Sattel der Pestkapelle. Gegen 
Westen folgen Hohe Munde, Hochwand, Breitenkopf, Igelseekopf, Mitterspitzen, 
nördlicher Tajakopf, Griesspitzen und Ehrwalder Sonnenspitze. Die Einsenkung 
im Westen stellt die Bieberwierer Scharte dar. Im Vordergrund breitet sich das 
Becken von Ehrwald—Lermoos aus. 


Fig. 2. Aufriß am Rande der Mieminger Terrasse zwischen Holzleiten 
und Aschland (links O, rechts W). 
Am Aufbau dieses Schutthanges beteiligen sich von oben nach unten: 


geschichtete, ziemlich feine Schotter, Grundmoräne, geschichtete, ziemlich feine 
Schotter, sandiger Bänderton, gröbere Schotter und Grundmoräne. 


Otto Ampferer: Mieminger-Wettersteingebirge. Taf. XIV. 


Autor phot, Fie Sr Autotypie von Angerer & Göschl. 


Jahrbuch der k. k. Geologischen Reichsanstalt, Band LV, 1905. 
Verlag der k, k. Geologischen Reichsanstalt, Wien III. Rasumofskygasse 23. 


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Tafel XV. 


Neogenpflanzen vom Nordrande der Sinjsko polje. 


Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 


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Erklärung zu Tafel XV. 


. In verkohltem Zustande erhaltene Früchte von Ceratophyllum sinjanum. 
. Steinkerne und Hohlabdrücke von Früchten von Ceratophyllum sinjanum. 
. Halmbruchstücke von Cyperites Tiluri. 

. Stengelbruchstücke von Chara sp. 

. Hohlabdrücke von Früchtchen von Damasonium Sutinae. 

. Rhizomdurchschnitte und Wurzeln von Fhragmites. sp. 

. Halmbruchstücke von Cyperites Tiluri. 


Dr. F. v. Kerner: Neogenpflanzen von Sinj. Tatel- XV. 


Lichtdruck v. Max Jaffe, Wien, 


Jahrbuch der k. k. geologischen Reichsanstalt, Bd. LV, 1905. 


Verlag der k. k. geologischen Reichsanstalt, Wien III, Rasumofiskygasse 23. 


Die Fischotolithen des österr.-ungar. Tertiärs. 


Erklärung zu Tafel XVI. 


Fig. 1—8. Otolithus (Macrurus) praetrachyrhynchus Schub. (1—4 Innen-, 5—8 


Außenseite). 
Fig. 9—13. Otolithus (Maerurus) gracilis Schub. (sämtlich von der Innenseite). 
Fig. 14—19. * e Trolli Schub. (14, 16—18 Innen-, 15 und 19 
Außenseite). 
Fig. 20, 21. Otolithus (Macrurus) angustus Schub. (von der Innenseite). 
Fig. 22. R elongatus Schub. (von der Innenseite). 


Fig. 23, 24, 059, 302 Otolithus (Macrurus) erassus Schub. (23, 25, 30 Innen-, 
24 Außenseite). 
Fig. 26, 27, 28. Otolithus (Macrurus) rotundatus Schub. (26, 28 Innen-, 27 Außenseite). 


Fig. 29. Otolithus (Hymenocephalus?) austriacus Schub. (von der Innenseite). 
Fig. 31—33. -,„ (Macrurus) ellipticus Schub. (31, 32 Innen-, 33 Außenseite). 
Fig. 34—37. a - ‘ Toulai Schub. (34, 36, 37 Innen, 35 Außenseite). 
Fig. 38. 4 Y Arthaberi Schub. (von der Innenseite). 

Fig. 39, 40. a (Hoplostethus) praemediterraneus Schub. (von der Innenseite). 
Fig. 41. R: > levis Schub. (von der Innenseite). 
Fig. 42—46. a (Berycidarum) major Schub. (42—45 Innen-, 46 Außenseite). 


Sämtliche Exemplare (Sagitten) stammen aus dem Miocän von Walbers- 
dorf und sind in natürlicher Größe dargestellt. 


R. J. Schubert: Fischotolithen des ocst.-ung. 'Tertiärs. (Taf. 11.) Tat. XVE 


Photographie u. Lichtdruck v. Max Jafle, Wieu 


Jahrbuch der k. k. Geologischen Reichsanstalt, Band LV, 1905. 


Verlag der k. k. geologischen Reichsanstalt, Wien III., Rasumofiskygasse 23. 


Tafel XVll. 


Die Fischotolithen des österr.-ungar. Tertiärs. 


Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 


Fig. 


Fig. 


1—7. 


Erklärung zu Tafel XVII). 


Otolithus (Berycidarum) austriacus Kok. (1—3, 7 von Perchtoldsdorf, 
4—6 von Walbersdorf). 


8—11. Otolithus (Berycidarum) Kokeni Proch. (8—10 von Perchtoldsdorf, 


11 von Walbersdorf). 


12—14, 16, 15? Otolithus (Berycidarum) pulcher Proch. (von Perchtoldsdorf). 


17. 


Otolithus (Berycidarum) splendidus Proch, (von Nußdorf). 


18, 21, 23. Otolithus (Hymenocephalus?) labiatus Schub. (18, 21 von Perchtolds- 


dorf, 23 von Traiskirchen). 


19, 20. Otolithus (Berycidarum) mediterraneus Kok. (19 von Mähr.-Trübau, 


22 


20 von Neudorf). 
Otolithus (Berycidarum) tenwis Schub. (von Perchtoldsdorf). 


Sämtliche Exemplare (Sagitten) stammen aus dem Miocän und sind etwa 


zehnfach vergrößert dargestellt. 


!) a bedeutet durchweg die Ansicht der Innenseite, 5 der Außenseite. 


R. J. Schubert: Fischotolithen des oest.-ung, Tertiärs. (Taf. III) Taf. XVII. 


Photographie u. Lichtdruck v. Max Jaffe, Wien. 


Jahrbuch der k. k. Geologischen Reichsanstalt, Band LV, 1905. 
Verlag der k. k. geologischen Reichsanstalt, Wien III., Rasumoffskygasse 23. 


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Die Zone des Ackinocamaz Rlör im östlichen Böhmen. Von w. Pe ne 
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Kleine Beiträge zur Geologie der Bukowina. Von.Dr. Hermann Vetter 


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CALIF ACAD OF SCIENCES LIBRARY 


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